Hispanopedia Wiki
Articulo de referencia

Lista de provincias de basalto de inundación

Basaltos de inundación continentales representativos (también conocidos como trampas ) y mesetas oceánicas , que en conjunto forman una lista de grandes provincias ígneas : [ 1 ...

Hispanopedia WikiContenido en espanolLectura gratuita

Basaltos de inundación continentales representativos (también conocidos como trampas ) y mesetas oceánicas , que en conjunto forman una lista de grandes provincias ígneas : [ 1 ]

Véase también

Notas a pie de página

  1. ↑ Los paleontólogos suelen referirse a etapas faunísticas en lugar de períodos geológicos. La nomenclatura de las etapas es bastante compleja. Para una excelente lista cronológica de etapas faunísticas, véase [ 2 ].
  2. 1 2 Las fechas son ligeramente inciertas, siendo comunes las diferencias de unos pocos puntos porcentuales entre las distintas fuentes. Esto se debe principalmente a las incertidumbres en la datación radiométrica y al problema de que los depósitos aptos para la datación radiométrica rara vez se encuentran exactamente en los lugares de la columna geológica donde serían más útiles. Las fechas y los errores citados anteriormente corresponden a la escala temporal de la Comisión Internacional de Estratigrafía de 2012. Cuando no se citan errores, estos son menores que la precisión de la edad indicada. Las fechas marcadas con un * indican límites dondese ha acordado internacionalmente una Sección y Punto Estratotipo de Límite Global : consulte la Lista de Secciones y Puntos Estratotipo de Límite Global para obtener una lista completa.
  3. ↑ Históricamente, el Cenozoico se ha dividido en lassubespecies Cuaternaria y Terciaria , así como en los períodos Neógeno y Paleógeno . La versión de 2009 de la cronología de la ICS [ 3 ] reconoce un Cuaternario ligeramente extendido, así como el Paleógeno y un Neógeno truncado, habiendo relegado el Terciario a un estatus informal.
  4. ↑ El inicio de la época del Holoceno se sitúa aquí en 11.700 años atrás . Para más información sobre la datación de esta época, véase Holoceno . 
  5. 1 2 3 Las erupciones fueron más vigorosas hace 6 a 10 millones de años y hace 2 a 3 millones de años, cuando se liberó la mayor parte del basalto. Erupciones menos extensas continuaron hace 0,01 a 1,6 millones de años. Se pensó que el Grupo Chilcotin estaba potencialmente vinculado al Grupo Basáltico del Río Columbia en los Estados Unidos, que son contemporáneos y se extienden por partes de los estados de Washington, Oregón e Idaho hacia el sur. [3] Sin embargo, se ha demostrado que su morfología y geoquímica son muy similares a otras mesetas volcánicas como la llanura del río Snake en Idaho y partes de Islandia. [ 6 ] Las dataciones de roca total K-Ar demuestran que están representadas varias edades de basalto, desde el Mioceno temprano (¿o incluso el Oligoceno tardío?) hasta el Pleistoceno temprano, con erupciones particularmente abundantes hace unos 14 a 16, 9 a 6 y 1 a 3 Ma.
  6. ↑ Hace entre 14,8 y 14,5 millones de años, durante el Langhiense. Entre 14,8 y 14,1 millones de años se produjo un importante y permanente enfriamiento , asociado a una mayor producción de aguas profundas frías de la Antártida y a un gran crecimiento de la capa de hielo de la Antártida Oriental.
  7. ↑ Se cree que el Grupo Basáltico del Río Columbia es un posible vínculo con el Grupo Chilcotin. Los flujos se pueden dividir en cuatro categorías principales: el Basalto de Steens, el Basalto de Grande Ronde, el Basalto de Wanapum y el Basalto de Saddle Mountains. La provincia de basalto de inundación del Río Columbia comprende más de 300 flujos de lava basáltica individuales que tienen un volumen promedio de 500 a 600 kilómetros cúbicos. El Basalto de Steens capturó un registro muy detallado de la inversión magnética de la Tierra que ocurrió hace aproximadamente 15 millones de años. Durante un período de 10 000 años, más de 130 flujos se solidificaron, aproximadamente uno cada 75 años. La mayoría de los flujos se congelaron con una sola orientación magnética. Sin embargo, varios de los flujos capturaron variaciones sustanciales en la dirección del campo magnético al congelarse. Una inversión del campo geomagnético ocurrió durante las erupciones del basalto de Steens hace aproximadamente 16,7 Ma, según datación medianteedades 40 Ar/ 39  Ar y la escala de tiempo de polaridad geomagnética. Las lavas de Imnaha se han datado utilizando la técnica K-Ar y muestran un amplio rango de fechas. La más antigua es de 17,67 ± 0,32 Ma, con flujos de lava más jóvenes que llegan hasta los 15,50 ± 0,40 Ma. Los siguientes flujos más antiguos, de 17 millones a 15,6 millones de años atrás, conforman el basalto de Grande Ronde. El basalto de Wanapum está compuesto por el Miembro Eckler Mountain (15,6 millones de años atrás), el Miembro Frenchman Springs (15,5 millones de años atrás), el Miembro Roza (14,9 millones de años atrás) y el Miembro Priest Rapids (14,5 millones de años atrás). El basalto de Saddle Mountains, visible prominentemente en Saddle Mountains, está compuesto por los flujos del Miembro Umatilla, los flujos del Miembro Wilbur Creek, los flujos del Miembro Asotin (hace 13 millones de años), los flujos del Miembro Weissenfels Ridge, los flujos del Miembro Esquatzel, los flujos del Miembro Elephant Mountain ( hace 10,5 millones de años), los flujos del Miembro Bujford, los flujos del Miembro Ice Harbor ( hace 8,5 millones de años) y los flujos del Miembro Lower Monumental ( hace 6 millones de años). Las erupciones fueron más intensas entre hace 17 y 14 millones de años, cuando se liberó más del 99 % del basalto. Las erupciones menos extensas continuaron entre hace 14 y 6 millones de años.
  8. 1 2 entró en erupción aproximadamente entre 31 y 30 millones de años, durante un período de 1 millón de años o menos. Esto coincidió con un cambio hacia un clima global más frío y seco, un importante avance de la capa de hielo continental en la Antártida, la mayor caída del nivel del mar del Terciario y extinciones significativas. [ 7 ] Según Hofmann et al. (1997),la mayor parte de los basaltos de inundación etíopes entraron en erupciónhace 30 millones de años, durante un corto período de 1 millón de años, para formar una vasta meseta volcánica. Inmediatamente después de este pico de actividad, se desarrollaron varios volcanes en escudo de gran tamaño en la superficie de la meseta volcánica, tras lo cual el vulcanismo posterior se confinó en gran medida a regiones de rift (Mohr, 1983a; Mohr y Zanettin, 1988).El rift que se abrió a lo largo del Mar Rojo y el Golfo de Adén separó los continentes arábigo y africano, y aisló una pequeña porción de la meseta volcánica en Yemen y Arabia Saudita. [ 8 ] La actividad volcánica continúa hasta el día de hoy a lo largo de las fallas de Etiopía y Afar.  
  9. ↑ La erupción volcánica de un solo evento más grande conocida, con una magnitud de 9,2 . Se ha datado en 27,51 millones de años. Esta toba y erupción forman parte del extenso campo volcánico de San Juan y del brote de ignimbrita del Terciario Medio.
  10. ↑ fechado en 35,5 millones de años
  11. 1 2 La datación isotópica indica que la fase magmática más activa de la NAIP fue hace aproximadamente 60,5–54,5 Ma (millones de años) [4] (Paleoceno medio a Eoceno temprano), dividida a su vez en Fase 1 (fase previa a la ruptura) datada en aproximadamente 62–58 Ma y Fase 2 (fase sincrónica a la ruptura) datada en aproximadamente 56–54 Ma
  12. 1 2 El vulcanismo basáltico se desarrolló en dos pulsos principales. El primero, ocurrido hace aproximadamente 61 millones de años, tuvo un volumen total de entre 2 y 106 km³  yse extendió por la actual Groenlandia occidental y sudoriental, así como por el noroeste de Gran Bretaña. El segundo, y de mayor magnitud, fue el flujo de basalto de inundación ocurrido hace entre 56 y 54millones de años en Groenlandia oriental y las Islas Feroe. 
  13. ↑ Se especulaque el actual punto caliente de Islandia se originó como una pluma del manto en la Dorsal Alfa (Océano Ártico) hace aproximadamente 130-120 millonesde años, migró por la isla Ellesmere, a través de la isla de Baffin, hasta la costa oeste de Groenlandia, y finalmente llegó a la costa este de Groenlandia hace aproximadamente 60 millonesde años.  
  14. ↑ La edad del impacto del asteroide Chicxulub y el límite Cretácico-Paleógeno (65,5 ± 0,3) coinciden con precisión. Incluso la erupción volcánica más energética conocida, que liberó aproximadamente 240 gigatones de TNT (1,0 × 10²¹ J) y creó la caldera de La Garita, fue sustancialmente menos potente que el impacto de Chicxulub. Gerta Keller,de la Universidad de Princeton, sostiene que muestras recientes de núcleos de Chicxulub demuestran que el impacto ocurrió unos 300 000años antes de la extinción masiva. 
  15. ↑ Las Trampas del Decán se formaron hace entre 60 y 68 millones de años, al final del período Cretácico. La mayor parte de la erupción volcánica ocurrió en los Ghats Occidentales (cerca de Bombay) hace unos 65 millones de años. Esta serie de erupciones pudo haber durado menos de 30 000 años en total. El movimiento de la placa tectónica india y la historia eruptiva de las Trampas del Decán muestran fuertes correlaciones. Según datos de perfiles magnéticos marinos, un pulso de movimiento de placa inusualmente rápido comienza al mismo tiempo que el primer pulso de basaltos de inundación del Decán, que se data hace 67  millones de años. La velocidad de expansión aumentó rápidamente y alcanzó un máximo al mismo tiempo que el pico de las erupciones basálticas. Luego, la velocidad de expansión disminuyó, produciéndose la disminución alrededor de hace 63 millones de años, momento en el que finalizó la fase principal del vulcanismo del Decán.
  16. 1 2 3 El vulcanismo tuvo lugar entre 139 y 69 millones de años atrás, con la mayor parte de la actividad concentrada entre 95 y 88 Ma, con picos en 74-76, 80-82 y 88-90 Ma en orden decreciente de importancia. [ 9 ]
  17. 1 2 El HALIP se define como un período volcánico difuso de larga duración (aprox. 50 Ma) marcado por dos eventos volcánicos distintos: el Barremiense de ~120-130 Ma y el Turoniense de ~80-90 Ma. En esta contribución, subdividimos el HALIP en dos LIP separados: (1) el BLIP del Cretácico Inferior de ~120-130 Ma, que estuvo relacionado con la apertura de la Cuenca de Canadá, y (2) el SLIP del Cretácico Superior de ~80-90 Ma, que estuvo relacionado con la formación de la Dorsal Alfa.
  18. 1 2 Aunque ahora están separadas por miles de kilómetros, la meseta de Manihiki y la meseta de Hikurangi formaban parte entonces de la misma gran provincia ígnea, constituyendo la meseta oceánica más grande del mundo. La meseta de Ontong Java se formó hace entre 125 y 120 millones de años, con cierto vulcanismo secundario ocurrido entre 20 y 40 millones de años después.
  19. 1 2 Estudios estratigráficos detallados de lutitas negras del Cretácico de muchas partes del mundo han indicado que dos eventos anóxicos oceánicos fueron particularmente significativos en términos de su impacto en la química de los océanos, uno en el Aptiense temprano (~120 Ma), a veces llamado Evento Selli (o OAE 1a) en honor al geólogo italiano Raimondo Selli (1916–1983), y otro en el límite Cenomaniense-Turoniense (~93 Ma), a veces llamado Evento Bonarelli, que ocurrió hace aproximadamente 91,5 ± 8,6 millones de años. Una posible causa fue el vulcanismo suboceánico que ocurrió aproximadamente 500.000 años antes.
  20. ↑ La meseta se originó a partir del punto caliente de Kerguelen, que comenzó con la fragmentación de Gondwana o después de ella, hace unos 130 millones de años. La meseta de Kerguelen se formó hace 110 millones de años a partir de una serie de grandes erupciones volcánicas.
  21. ↑ Estas rocas volcánicas se formaron a partir de la erupción del punto caliente de Kerguelen a principios del Cretácico. La similitud entre los datos geoquímicos de los volcanes de Rajmahal y las lavas de la meseta de Kerguelen lo confirma. La acumulación de lava de aproximadamente 230 m de espesor en las colinas de Rajmahal, Jharkhand, y los basaltos alcalinos en la cuenca de Bengala se emplazaron hace aproximadamente 118 millones de años.
  22. ↑ Los flujos de basalto originales ocurrieron hace entre 128 y 138 millones de años. Las muestras de basalto de Paraná y Etendeka tienen una edad aproximada de 132 millones de años.
  23. ↑ Se formó justo antes de la ruptura de Gondwana en la época del Jurásico Inferior, hace unos 183 millones de años; esta cronología corresponde al evento anóxico del Toarciense temprano y a la extinción del Pliensbachiense-Toarciense .
  24. 1 2 Las edades se determinaron mediante análisis 40Ar/39Ar en plagioclasa (Knight et al. 2004), (Verati et al. 2007), (Marzoli et al. 2004).Estos datos muestran edades indistinguibles (199,5±0,5Ma) desde los flujos de lava inferiores hasta los superiores, desde el centro hasta el norte de Marruecos. Por lo tanto, el CAMP es un evento magmático intenso y corto. Los basaltos de la unidad recurrente son ligeramente más jóvenes (edad media: 197±1Ma) y representan un evento tardío. Según los datos magnetoestratigráficos, el CAMP marroquí se dividió en cinco grupos, que difieren en orientaciones paleomagnéticas (declinación e inclinación) (Knight et al. 2004).Cada grupo está compuesto por un número menor de flujos de lava (es decir, un volumen menor) que el anterior. Estos datos sugieren que el CAMP se creó mediante cinco pulsos de magma cortos y eventos eruptivos, cada uno posiblemente <400años (?) de duración. Todas las secuencias de flujos de lava se caracterizan por una polaridad normal, a excepción de una breve inversión paleomagnética producida por un flujo de lava y por una caliza intercalada localizada en dos secciones distintas del CAMP del Alto Atlas.    
  25. ↑ Aunque compuesta por muchos tipos de rocas diferentes, de composición, edad y afinidad tectónica variadas, son los basaltos de inundación del Triásico tardío los que constituyen la unidad definitoria de Wrangellia. Estos basaltos se extruyeron sobre tierra firme durante más de 5 millones de años, hace aproximadamente 231–225 Ma.
  26. ↑ Este evento eruptivo masivo abarcó el límite Pérmico-Triásico, hace unos 250 millones de años, y se cita como una posible causa de la extinción masiva del Pérmico-Triásico. Se considera que las Trampas de Siberia entraron en erupción a través de numerosos conductos durante un período de aproximadamente un millón de años o más. El origen del basalto de las Trampas de Siberia se ha atribuido de diversas maneras a una pluma del manto que impactó la base de la corteza terrestre y erupcionó a través del Cratón de Siberia, o a procesos relacionados con la tectónica de placas. Otra posible causa podría ser el impacto que formó el cráter de Wilkes Land , que pudo haber sido contemporáneo y habría sido antipodal a las Trampas. Sin embargo, ya existen otros candidatos sugeridos para impactos gigantes en el límite Pérmico-Triásico, por ejemplo, Bedout frente a la costa norte de Australia Occidental, aunque todos son igualmente controvertidos.
  27. ↑ Las erupciones que produjeron las Trampas de Emeishan comenzaron hace aproximadamente 260 millones de años (Ma). En volumen, las Trampas de Emeishan son mucho menores que las enormes Trampas de Siberia, que ocurrieron, en términos de la escala de tiempo geológico, poco después, hace aproximadamente 251 Ma. No obstante, las erupciones de las Trampas de Emeishan fueron lo suficientemente graves como para tener un impacto ecológico y paleontológico global. Las Trampas de Emeishan están asociadas con la llamada extinción masiva del final del Guadalupiano o del final del Capitaniense. [ 10 ] El vulcanismo de Emeishan estuvo activo entre 258 y 246 Ma
  28. ↑ Tras restaurar el centro de la Gran Provincia Ígnea Centrada en Skagerrak (SCLIP) utilizando un nuevo marco de referencia, se ha demostrado que la pluma de Skagerrak ascendió desde el límite núcleo-manto (CMB) hasta su posición de ~300 Ma. [18] El intervalo de erupción principal tuvo lugar en un intervalo de tiempo muy corto, de 297 ± 4 Ma. Esta formación de rift coincide con el límite Moskoviano/Kasimoviano y el Colapso de la Selva Tropical Carbonífera.
  29. 1 2 En Norteamérica, el Carbonífero se subdivide en los períodos Misisípico y Pensilvánico (geología) .
  30. ↑ ocurrió hace unos 305 millones de años, en el período Carbonífero.
  31. ↑ El evento de Hangenberg se sitúa en el límite Devónico/Carbonífero o justo debajo de él, y marca el último pico del período de extinción. Se caracteriza por una capa de lutita negra anóxica y un depósito de arenisca suprayacente. [18] A diferencia del evento de Kellwasser, el evento de Hangenberg afectó a hábitats marinos y terrestres.
  32. ↑ el pulso de extinción que ocurre cerca del límite Frasniense/Famenniense.
  33. ↑ Con la técnica K-Ar, se obtuvieronedades que van desde 338 a 367 Ma con incertidumbres del orden de 5 Ma. [ 11 ] Con la técnica 40 Ar/ 39 Ar, las edades integradas van desde 344 a 367Ma, con incertidumbres del orden de 1Ma, y dos muestras arrojaron mesetas, es decir las mejores edades determinadas, en 360,3 ±0,9 y 370,0 ±0,7Ma. Tres de las cuatro edades obtenidas por los dos métodos separados están en concordancia dentro de las incertidumbres. Una muestra arroja edades incompatibles y podría ser de un evento de dique alterado posterior. Laedad de meseta 40 Ar/ 39 Ar de 370,0 ± 0,7 Ma (calibración convencional) o 373,4 ± 0,7Ma (recalculada según Renne et al., 2010), la edad más fiable obtenida en este estudio, es compatible con las determinaciones recientes de los eventos de extinción del Devónico Tardío al final del Frasniense (~ 376 ± 3Ma). Estos resultados subrayan la necesidad de seguir investigando, trabajo que se encuentra en curso.         
  34. ↑ Los cráteres de impacto, como el Alamo de la época de Kellwasser y el Woodleigh de la época de Hangenberg, generalmente no se pueden datar con la precisión suficiente para vincularlos con el evento.
  35. ↑ El evento de Lau comenzó al inicio del Ludfordiense tardío, una subdivisión de la etapa de Ludlow, hace aproximadamente 420 millones de años. Coincidió con un mínimo global del nivel del mar y fue seguido de cerca por una variación en los isótopos geoquímicos durante la etapa faunística del Ludfordiense tardío y un cambio en el régimen de sedimentación. Se produjeron profundos cambios sedimentarios al comienzo del evento de Lau; estos probablemente estén asociados con el inicio del aumento del nivel del mar, que continuó durante el evento, alcanzando su punto máximo en el momento de la deposición de los estratos de Burgsvik, después del evento.
  36. ↑ El evento Mulde fue un evento secundo-secundo, [3] y marcó la segunda de tres extinciones masivas relativamente menores durante el período Silúrico. Coincidió con un descenso global del nivel del mar y fue seguido de cerca por una excursión en los isótopos geoquímicos. Su inicio es sincrónico con la deposición de la formación Fröel en Gotland.
  37. ↑ El evento de Ireviken fue un evento de extinción menor en el límite Llandovery/Wenlock (Silúrico medio, hace 433,4 ± 2,3 millones de años). El evento duró alrededor de 200.000 años, abarcando la base de la época Wenlock. Comprende ocho "puntos de referencia" de extinción: los primeros cuatro están espaciados regularmente, cada 30.797 años, y vinculados al ciclo de oblicuidad de Milankovic. El quinto y sexto probablemente reflejan máximos en los ciclos de precesión, con períodos de alrededor de 16,5 y 19 ka. Posteriormente a las primeras extinciones, se observan excursiones en los registros de δ13C y δ18O; δ13C aumenta de +1,4‰ a +4,5‰, mientras que δ18O aumenta de −5,6‰ a −5,0‰ .
  38. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 El Proterozoico , el Arcaico y el Hádico a menudo se denominan colectivamente Tiempo Precámbrico o, a veces, también Criptozoico .
  39. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 Definido por edad absoluta ( Edad Estratigráfica Estándar Global ).
  40. ↑ hace aproximadamente 1.100 millones de años.
  41. ↑ Hace entre 1.884 y 1.864 millones de años.
  42. ↑ Se estima que son 2.023 millones de años (±4 millones de años).
  43. 1 2 3 Estos nombres de unidades se tomaron de la escala de tiempo geológico lunar y se refieren a eventos geológicos que no ocurrieron en la Tierra. Su uso en geología terrestre es extraoficial. Cabe señalar que sus tiempos de inicio no coinciden perfectamente con los límites posteriores definidos en la Tierra.
  44. ↑ La “era críptica” es un término geológico informal, como el “Precámbrico”. No tiene una definición oficial.

Referencias

  1. ^ Courtillot, Vicente E.; Renneb, Paul R. (enero de 2003). "Sur l'âge des trapps basaltiques" [ Sobre las edades de las inundaciones de basalto ] . Comptes Rendus Geociencias . 335 (1): 113– 140. Bibcode : 2003CRGeo.335..113C . doi : 10.1016/S1631-0713(03)00006-3 .
  2. ↑ "Base de datos de paleobiología" . Archivado del original el 11 de febrero de 2006. Consultado el 19 de marzo de 2006 .
  3. ↑ "Versión 2009 del cronograma de la ICS" (PDF) .
  4. ↑ Se estima que es de 1,07 millones de años
  5. ↑ Bradley S. Singer; Malcolm S. Pringleb (1996). "Edad y duración de la inversión de polaridad geomagnética Matuyama-Brunhes a partir de análisis de calentamiento incremental de lavas". Earth and Planetary Science Letters . 139 ( 1– 2): 47– 61. Bibcode : 1996E & PSL.139...47S . doi : 10.1016/0012-821X(96)00003-9 . Hemos obtenido edades de isócrona 40 Ar/ 39 Ar utilizando técnicas de calentamiento incremental en separaciones de la matriz, muestras de roca entera pobres en fenocristales o plagioclasa, de ocho lavas basálticas a andesíticas que erupcionaron durante la transición de polaridad Matuyama-Brunhes (MB) en cuatro sitios geográficamente dispersos. Estas ocho lavas tienen edades comprendidas entre 784,6 ± 7,1 ka y 770,8 ± 5,2 ka ( errores de 1 σ); la media ponderada, 778,7 ± 1,9 ka, proporciona una edad de alta precisión que es notablemente consistente con las estimaciones revisadas de la edad astronómica para la transición de polaridad MB.    
  6. ↑
  7. ↑
  8. ↑ (Chazot y Bertrand, 1993;Baker et al., 1996a;Menzies et al., 2001)
  9. ↑
  10. ↑
  11. ↑ Courtillot, Vincent; Kravchinsky, Vadim A.; Quidelleur, Xavier; Renne, Paul R.; Gladkochub, Dmitry P. (2010). "Datación preliminar de las trampas de Viluy (Siberia Oriental): ¿Erupción en el momento de los eventos de extinción del Devónico tardío?". Earth and Planetary Science Letters . 300 ( 3– 4): 239– 245. Bibcode : 2010E & PSL.300..239C . doi : 10.1016/j.epsl.2010.09.045 .