Un basalto de inundación (o basalto de meseta [1] ) es el resultado de una erupción volcánica gigante o una serie de erupciones que cubren grandes extensiones de tierra o el fondo del océano con lava basáltica . Muchos basaltos de inundación se han atribuido al inicio de un punto caliente que llega a la superficie de la Tierra a través de una pluma del manto . [2] Las provincias de basalto de inundación, como las Traps del Decán de la India, a menudo se denominan traps , por la palabra sueca trappa (que significa "escalera"), debido a la geomorfología característica en escalones de muchos paisajes asociados.
Michael R. Rampino y Richard Stothers (1988) citaron once episodios distintos de basalto de inundación ocurridos en los últimos 250 millones de años, creando grandes provincias ígneas , mesetas de lava y cadenas montañosas . [3] Sin embargo, se han reconocido más, como la gran meseta de Ontong Java , [4] y el Grupo Chilcotin , aunque este último puede estar vinculado al Grupo de Basalto del Río Columbia .
Se han vinculado grandes provincias ígneas a cinco eventos de extinción masiva [5] y pueden estar asociadas con impactos de bólidos . [6]
Los basaltos de inundación son las rocas ígneas extrusivas más voluminosas [8] , y forman enormes depósitos de roca basáltica [9] [10] que se encuentran en todo el registro geológico. [9] [11] Son una forma muy distintiva de vulcanismo intraplaca [12] , que se distingue de todas las demás formas de vulcanismo por los enormes volúmenes de lava que brotan en intervalos de tiempo geológicamente cortos. Una sola provincia de basalto de inundación puede contener cientos de miles de kilómetros cúbicos de basalto que brotan en menos de un millón de años, y cada evento individual brota cientos de kilómetros cúbicos de basalto. [11] Esta lava basáltica altamente fluida puede extenderse lateralmente durante cientos de kilómetros desde sus respiraderos de origen, [13] cubriendo áreas de decenas de miles de kilómetros cuadrados. [14] Las erupciones sucesivas forman acumulaciones espesas de flujos casi horizontales, que brotan en rápida sucesión sobre vastas áreas, inundando la superficie de la Tierra con lava a escala regional. [9] [15]
Estas vastas acumulaciones de basalto de inundación constituyen grandes provincias ígneas . Se caracterizan por tener formas de relieve de meseta, por lo que los basaltos de inundación también se describen como basaltos de meseta . Los cañones cortados en los basaltos de inundación por la erosión muestran pendientes en forma de escalera, con las partes inferiores de los flujos formando acantilados y la parte superior de los flujos o capas intercaladas de sedimentos formando pendientes. Estos se conocen en holandés como trap o en sueco como trappa , que ha llegado al inglés como trap rock , un término particularmente utilizado en la industria de las canteras. [15] [16]
El gran espesor de las acumulaciones de basalto, que a menudo superan los 1.000 metros (3.000 pies), [16] suele reflejar una gran cantidad de coladas delgadas, cuyo espesor varía de metros a decenas de metros, o más raramente a 100 metros (330 pies). Ocasionalmente hay coladas individuales muy gruesas. La colada de basalto más gruesa del mundo puede ser la colada Greenstone de la península Keweenaw de Michigan , EE. UU., que tiene 600 metros (2.000 pies) de espesor. Esta colada puede haber sido parte de un lago de lava del tamaño del Lago Superior . [13]
La erosión profunda de los basaltos de inundación expone una gran cantidad de diques paralelos que alimentaron las erupciones. [17] Algunos diques individuales en la meseta del río Columbia tienen más de 100 kilómetros (60 millas) de largo. [16] En algunos casos, la erosión expone conjuntos radiales de diques con diámetros de varios miles de kilómetros. [11] También pueden estar presentes umbrales debajo de los basaltos de inundación, como el umbral Palisades de Nueva Jersey , EE. UU. Las intrusiones en láminas (diques y umbrales) debajo de los basaltos de inundación son típicamente diabasas que coinciden estrechamente con la composición de los basaltos de inundación suprayacentes. En algunos casos, la firma química permite que los diques individuales se conecten con flujos individuales. [18]
El basalto de inundación suele presentar uniones columnares , formadas a medida que la roca se enfría y se contrae después de solidificarse a partir de la lava. La roca se fractura en columnas, normalmente con cinco o seis lados, paralelas a la dirección del flujo de calor que sale de la roca. Esto suele ser perpendicular a las superficies superior e inferior, pero el agua de lluvia que se infiltra en la roca de forma desigual puede producir "dedos fríos" de columnas distorsionadas. Debido a que el flujo de calor que sale de la base del flujo es más lento que desde su superficie superior, las columnas son más regulares y más grandes en el tercio inferior del flujo. La mayor presión hidrostática, debido al peso de la roca suprayacente, también contribuye a hacer que las columnas inferiores sean más grandes. Por analogía con la arquitectura de los templos griegos, las columnas inferiores más regulares se describen como la columnata y las fracturas superiores más irregulares como el entablamento del flujo individual. Las columnas tienden a ser más grandes en los flujos más espesos, y las columnas del flujo de piedra verde muy espeso, mencionado anteriormente, tienen alrededor de 10 metros (30 pies) de espesor. [19]
Otra característica común a pequeña escala de los basaltos de inundación son las vesículas en forma de tubo . La lava basáltica de inundación se enfría bastante lentamente, de modo que los gases disueltos en la lava tienen tiempo de salir de la solución en forma de burbujas (vesículas) que flotan hasta la parte superior del flujo. La mayor parte del resto del flujo es masivo y libre de vesículas. Sin embargo, la lava que se enfría más rápidamente cerca de la base del flujo forma un margen delgado y enfriado de roca vítrea, y la roca que cristaliza más rápidamente justo por encima del margen vítreo contiene vesículas atrapadas mientras la roca se cristalizaba rápidamente. Estas tienen una apariencia distintiva similar a un tubo de pipa de tabaco de arcilla , en particular porque la vesícula generalmente se llena posteriormente con calcita u otros minerales de color claro que contrastan con el basalto oscuro circundante. [20]
En escalas aún más pequeñas, la textura de los basaltos de inundación es afanítica , consistente en diminutos cristales entrelazados. Estos cristales entrelazados le dan a la roca trampa su tremenda dureza y durabilidad. [19] Los cristales de plagioclasa están incrustados o envueltos alrededor de cristales de piroxeno y están orientados aleatoriamente. Esto indica un emplazamiento rápido, de modo que la lava ya no fluye rápidamente cuando comienza a cristalizar. [13] Los basaltos de inundación están casi desprovistos de grandes fenocristales , cristales más grandes presentes en la lava antes de que estallara a la superficie, que a menudo están presentes en otras rocas ígneas extrusivas. Los fenocristales son más abundantes en los diques que alimentaron lava a la superficie. [21]
Los basaltos de inundación son con mayor frecuencia toleítas de cuarzo . La toleíta de olivino (la roca característica de las dorsales oceánicas [22] ) se presenta con menos frecuencia, y hay casos raros de basaltos alcalinos . Independientemente de la composición, los flujos son muy homogéneos y rara vez contienen xenolitos , fragmentos de la roca circundante ( country rock ) que han sido arrastrados en la lava. Debido a que las lavas tienen un bajo contenido de gases disueltos, la roca piroclástica es extremadamente rara. Excepto donde los flujos ingresaron en lagos y se convirtieron en lava almohadillada , los flujos son masivos (sin rasgos distintivos). Ocasionalmente, los basaltos de inundación están asociados con volúmenes muy pequeños de dacita o riolita (roca volcánica mucho más rica en sílice), que se forma tarde en el desarrollo de una gran provincia ígnea y marca un cambio hacia un vulcanismo más centralizado. [23]
Los basaltos de inundación muestran un grado considerable de uniformidad química a lo largo del tiempo geológico, [11] siendo principalmente basaltos toleíticos ricos en hierro. Su química de elementos principales es similar a la de los basaltos de las dorsales oceánicas (MORB), mientras que su química de elementos traza, en particular de los elementos de tierras raras , se asemeja a la del basalto de las islas oceánicas . [24] Por lo general, tienen un contenido de sílice de alrededor del 52%. El número de magnesio (el porcentaje en moles de magnesio del contenido total de hierro y magnesio) es de alrededor de 55, [21] frente al 60 de un MORB típico. [25] Los elementos de tierras raras muestran patrones de abundancia que sugieren que el magma original (primitivo) se formó a partir de roca del manto de la Tierra que estaba casi sin agotar ; es decir, era roca del manto rica en granate y de la que previamente se había extraído poco magma. La química de la plagioclasa y el olivino en los basaltos de inundación sugiere que el magma estaba solo ligeramente contaminado con roca fundida de la corteza terrestre , pero algunos minerales de alta temperatura ya habían cristalizado de la roca antes de que alcanzara la superficie. [26] En otras palabras, el basalto de inundación está moderadamente evolucionado . [24] Sin embargo, solo pequeñas cantidades de plagioclasa parecen haber cristalizado a partir de la masa fundida. [26]
Aunque se considera que forman un grupo químicamente homogéneo, los basaltos de inundación a veces muestran una diversidad química significativa incluso dentro de una misma provincia. Por ejemplo, los basaltos de inundación de la cuenca del Paraná se pueden dividir en un grupo de bajo contenido de fósforo y titanio (LPT) y un grupo de alto contenido de fósforo y titanio (HPT). La diferencia se ha atribuido a la falta de homogeneidad en el manto superior, [27] pero las proporciones de isótopos de estroncio sugieren que la diferencia puede surgir de que el magma LPT está contaminado con una mayor cantidad de corteza fundida. [28]
Las teorías sobre la formación de basaltos de inundación deben explicar cómo se pudo generar una cantidad tan grande de magma y cómo se pudo hacer erupción en forma de lava en intervalos de tiempo tan cortos. También deben explicar la composición y la configuración tectónica similares de los basaltos de inundación que estallaron a lo largo del tiempo geológico y la capacidad de la lava basáltica de inundación para recorrer distancias tan grandes desde las fisuras eruptivas antes de solidificarse.
Se necesita una enorme cantidad de calor para generar tanto magma en tan poco tiempo. [11] Se cree ampliamente que esto ha sido proporcionado por una columna del manto que impacta en la base de la litosfera de la Tierra , su capa exterior rígida. [29] [30] [15] La columna consiste en roca del manto inusualmente caliente de la astenosfera , la capa dúctil justo debajo de la litosfera, que se arrastra hacia arriba desde lo más profundo del interior de la Tierra. [31] La astenosfera caliente divide la litosfera por encima de la columna, lo que permite que el magma producido por la fusión descompresiva de la cabeza de la columna encuentre caminos hacia la superficie. [32] [17]
Los enjambres de diques paralelos expuestos por la erosión profunda de los basaltos de inundación muestran que se ha producido una considerable extensión de la corteza . Los enjambres de diques del oeste de Escocia e Islandia muestran una extensión de hasta el 5%. Muchos basaltos de inundación están asociados con valles de rift, se encuentran en márgenes pasivos de placas continentales o se extienden hacia aulacógenos (brazos fallidos de uniones triples donde comienza el rift continental). Los basaltos de inundación en los continentes a menudo están alineados con el vulcanismo de puntos calientes en las cuencas oceánicas. [33] Las trampas de Paraná y Etendeka , ubicadas en América del Sur y África en lados opuestos del Océano Atlántico, se formaron hace unos 125 millones de años cuando se abrió el Atlántico Sur, mientras que un segundo conjunto de basaltos de inundación más pequeños se formó cerca del límite Triásico-Jurásico en el este de América del Norte cuando se abrió el Atlántico Norte. [15] [16] Sin embargo, los basaltos de inundación del Atlántico Norte no están conectados con ningún rastro de punto caliente, sino que parecen haber estado distribuidos uniformemente a lo largo de todo el límite divergente. [23]
Los basaltos de inundación suelen estar intercalados con sedimentos, típicamente lechos rojos . La deposición de sedimentos comienza antes de las primeras erupciones de basalto de inundación, de modo que el hundimiento y el adelgazamiento de la corteza son precursores de la actividad de basalto de inundación. [11] La superficie continúa hundiéndose a medida que el basalto erupciona, de modo que los lechos más antiguos a menudo se encuentran por debajo del nivel del mar. [17] Se han encontrado estratos de basalto en profundidad ( reflectores sumergidos ) mediante sismología de reflexión a lo largo de los márgenes continentales pasivos. [31]
La composición de los basaltos de inundación puede reflejar los mecanismos por los cuales el magma alcanza la superficie. El fundido original formado en el manto superior (el fundido primitivo ) no puede tener la composición de la toleíta de cuarzo, la roca volcánica más común y típicamente menos evolucionada de los basaltos de inundación, porque las toleítas de cuarzo son demasiado ricas en hierro en relación con el magnesio para haberse formado en equilibrio con la roca típica del manto. El fundido primitivo puede haber tenido la composición del basalto de picrita , pero el basalto de picrita es poco común en las provincias de basalto de inundación. Una posibilidad es que un fundido primitivo se estanque cuando alcanza el límite entre el manto y la corteza, donde no es lo suficientemente flotante como para penetrar la roca de la corteza de menor densidad. A medida que un magma toleítico se diferencia (cambios en la composición a medida que los minerales de alta temperatura cristalizan y se sedimentan fuera del magma), su densidad alcanza un mínimo en un número de magnesio de aproximadamente 60, similar al de los basaltos de inundación. Esto restaura la flotabilidad y permite que el magma complete su viaje a la superficie, y también explica por qué los basaltos de inundación son predominantemente toleítas de cuarzo. Más de la mitad del magma original permanece en la corteza inferior a medida que se acumula en un sistema de diques y umbrales. [34] [21]
A medida que el magma asciende, la caída de presión también reduce el liquidus , la temperatura a la que el magma es completamente líquido. Esto probablemente explica la falta de fenocristales en el basalto de inundación erupcionado. La reabsorción (disolución nuevamente en el material fundido) de una mezcla de olivino sólido, augita y plagioclasa (los minerales de alta temperatura que probablemente se formen como fenocristales) también puede tender a acercar la composición a la toleíta de cuarzo y ayudar a mantener la flotabilidad. [26] [21]
Una vez que el magma alcanza la superficie, fluye rápidamente a través del paisaje, inundando literalmente la topografía local. Esto es posible en parte debido a la rápida tasa de extrusión (más de un kilómetro cúbico por día por km de longitud de fisura [16] ) y la viscosidad relativamente baja de la lava basáltica. Sin embargo, la extensión lateral de los flujos de basalto de inundación individuales es asombrosa incluso para una lava tan fluida en tales cantidades. [35] Es probable que la lava se extienda por un proceso de inflación en el que la lava se mueve debajo de una corteza aislante sólida, que la mantiene caliente y móvil. [36] Los estudios del flujo de Ginkgo de la meseta del río Columbia, que tiene entre 30 y 70 metros (98 a 230 pies) de espesor, muestran que la temperatura de la lava disminuyó solo 20 °C (68 °F) en una distancia de 500 kilómetros (310 mi). Esto demuestra que la lava debe haber estado aislada por una corteza superficial y que el flujo era laminar , reduciendo el intercambio de calor con la corteza superior y la base del flujo. [37] [38] Se ha estimado que el flujo de Ginkgo avanzó 500 km en seis días (una tasa de avance de aproximadamente 3,5 km por hora). [37]
La extensión lateral de un flujo basáltico de inundación es aproximadamente proporcional al cubo del espesor del flujo cerca de su fuente. Por lo tanto, un flujo que tiene el doble de espesor en su fuente puede viajar aproximadamente ocho veces más lejos. [13]
Los flujos de basalto de inundación son predominantemente flujos pāhoehoe , siendo los flujos ʻaʻā mucho menos comunes. [39]
Las erupciones en las provincias de basalto de inundación son episódicas y cada episodio tiene su propia firma química. Existe cierta tendencia a que la lava de un mismo episodio eruptivo se vuelva más rica en sílice con el tiempo, pero no hay una tendencia consistente entre episodios. [26]
Las Grandes Provincias Ígneas (LIP) se definieron originalmente como efluentes voluminosos, predominantemente de basalto, durante duraciones geológicas muy cortas. Esta definición no especificó el tamaño mínimo, la duración, la petrogénesis o el entorno. Un nuevo intento de refinar la clasificación se centra en el tamaño y el entorno. Las LIP cubren áreas grandes y la gran mayoría del magmatismo ocurre en menos de 1 Ma. Las principales LIP en las cuencas oceánicas incluyen las Mesetas Volcánicas Oceánicas (OP) y los Márgenes Continentales Pasivos Volcánicos . Los basaltos de inundación oceánica son LIP que algunos investigadores distinguen de las mesetas oceánicas porque no forman mesetas morfológicas, ni tienen una cima plana ni se elevan más de 200 m sobre el fondo marino. Los ejemplos incluyen las provincias del Caribe, Nauru, Mariana Oriental y Pigafetta. Los basaltos de inundación continentales (CFB) o basaltos de meseta son las expresiones continentales de las grandes provincias ígneas. [40]
Los basaltos de inundación contribuyen significativamente al crecimiento de la corteza continental. También son fenómenos catastróficos que probablemente contribuyeron a muchas extinciones masivas en el registro geológico.
La extrusión de basaltos de inundación, promediada a lo largo del tiempo, es comparable con la tasa de extrusión de lava en las dorsales oceánicas y mucho mayor que la tasa de extrusión en puntos calientes. [41] Sin embargo, la extrusión en las dorsales oceánicas es relativamente constante, mientras que la extrusión de basaltos de inundación es altamente episódica. Los basaltos de inundación crean nueva corteza continental a una tasa de 0,1 a 8 kilómetros cúbicos (0,02 a 2 millas cúbicas) por año, mientras que las erupciones que forman mesetas oceánicas producen de 2 a 20 kilómetros cúbicos (0,5 a 5 millas cúbicas) de corteza por año. [16]
Gran parte de la nueva corteza formada durante los episodios de basalto de inundación toma la forma de subcapa , y más de la mitad del magma original cristaliza como acumulaciones en umbrales en la base de la corteza. [34]
La erupción de basaltos de inundación se ha relacionado con extinciones masivas. Por ejemplo, las Traps del Decán , que estallaron en el límite Cretácico-Paleógeno , pueden haber contribuido a la extinción de los dinosaurios no aviares. [42] De la misma manera, las extinciones masivas en el límite Pérmico-Triásico , el límite Triásico-Jurásico y en la Era Toarciense del Jurásico corresponden a las edades de las grandes provincias ígneas de Siberia, la Provincia Magmática del Atlántico Central y el basalto de inundación Karoo-Ferrar . [15]
Se puede tener una idea del impacto de los basaltos de inundación comparándolos con las grandes erupciones históricas. La erupción de Lakagígar de 1783 fue la más grande de la historia, matando al 75% del ganado y a una cuarta parte de la población de Islandia. Sin embargo, la erupción produjo solo 14 kilómetros cúbicos (3,4 millas cúbicas) de lava, [43] [15] que es una cantidad minúscula en comparación con el Miembro Roza de la Meseta del Río Columbia, que entró en erupción a mediados del Mioceno , que contenía al menos 1.500 kilómetros cúbicos (360 millas cúbicas) de lava. [10]
Durante la erupción de las Trampas Siberianas , entre 5 y 16 millones de kilómetros cúbicos (1,2 y 3,8 millones de millas cúbicas) de magma penetraron la corteza, cubriendo un área de 5 millones de kilómetros cuadrados (1,9 millones de millas cuadradas), equivalente al 62% del área de los estados contiguos de los Estados Unidos. El magma caliente contenía grandes cantidades de dióxido de carbono y óxidos de azufre , y liberó dióxido de carbono y metano adicionales de depósitos de petróleo profundos y lechos de carbón más jóvenes en la región. Los gases liberados crearon más de 6400 tubos similares a diatremas , [44] cada uno de ellos de más de 1,6 kilómetros (1 mi) de diámetro. Los tubos emitieron hasta 160 billones de toneladas de dióxido de carbono y 46 billones de toneladas de metano. Las cenizas de carbón de los lechos de carbón en llamas esparcieron cromo , arsénico , mercurio y plomo tóxicos por todo el norte de Canadá. Los lechos de evaporita calentados por el magma liberaron ácido clorhídrico , cloruro de metilo y bromuro de metilo , que dañaron la capa de ozono y redujeron la protección ultravioleta hasta en un 85%. También se liberaron más de 5 billones de toneladas de dióxido de azufre . El dióxido de carbono produjo condiciones extremas de efecto invernadero, con temperaturas medias globales del agua del mar que alcanzaron un máximo de 38 °C (100 °F), la más alta jamás vista en el registro geológico. Las temperaturas no bajaron a 32 °C (90 °F) hasta 5,1 millones de años después. Temperaturas tan altas son letales para la mayoría de los organismos marinos, y las plantas terrestres tienen dificultades para seguir realizando la fotosíntesis a temperaturas superiores a 35 °C (95 °F). La zona ecuatorial de la Tierra se convirtió en una zona muerta. [45]
Sin embargo, no todas las grandes provincias ígneas están conectadas con eventos de extinción. [46] La formación y los efectos de un basalto de inundación dependen de una variedad de factores, como la configuración continental, la latitud, el volumen, la velocidad, la duración de la erupción, el estilo y el entorno (continental vs. oceánico), el clima preexistente y la resiliencia de la biota al cambio. [47]
Basaltos de inundación continentales y mesetas oceánicas representativas, ordenadas por orden cronológico, que en conjunto forman una lista de grandes provincias ígneas : [48]
Los basaltos de inundación son la forma dominante de magmatismo en los demás planetas y lunas del Sistema Solar. [61]
Los mares de la Luna han sido descritos como basaltos de inundación [62] compuestos de basalto picrítico. [63] Los episodios eruptivos individuales fueron probablemente similares en volumen a los basaltos de inundación de la Tierra, pero estuvieron separados por intervalos de inactividad mucho más largos y probablemente fueron producidos por mecanismos diferentes. [64]
Es posible que en Marte existan grandes cantidades de basaltos de inundación. [65]
La roca trampa es el agregado de construcción más duradero de todos los tipos de roca, porque los cristales entrelazados están orientados al azar. [15]
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