Una inundación de basalto (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 inundados se han atribuido a la aparición de un punto caliente que alcanzó la superficie de la Tierra a través de una pluma del manto . [2] Las provincias inundables de basalto , como las trampas del Deccan en la India, a menudo se denominan trampas , en honor a la palabra sueca trappa (que significa "escalera"), debido a la geomorfología característica de muchos paisajes asociados.
Michael R. Rampino y Richard Stothers (1988) citaron once episodios distintos de inundaciones de basalto que ocurrieron 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 .
Grandes provincias ígneas se han relacionado con cinco eventos de extinción masiva [5] y pueden estar asociadas con impactos de bólidos . [6]
Los basaltos de inundación son las más voluminosas de todas las rocas ígneas extrusivas , [8] formando 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 hacen erupción en intervalos de tiempo geológicamente cortos. Una sola provincia de inundación de basalto puede contener cientos de miles de kilómetros cúbicos de basalto que hicieron erupción en menos de un millón de años, y cada evento individual hizo erupción de cientos de kilómetros cúbicos de basalto. [11] Esta lava basáltica altamente fluida puede extenderse lateralmente a cientos de kilómetros de sus respiraderos de origen, [13] cubriendo áreas de decenas de miles de kilómetros cuadrados. [14] Las sucesivas erupciones forman espesas acumulaciones de flujos casi horizontales, que estallaron 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 . Estos se caracterizan por formas de relieve de meseta, por lo que los basaltos de inundación también se describen como basaltos de meseta . Los cañones excavados en los basaltos de inundación por la erosión muestran pendientes en forma de escaleras, 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 pasado al inglés como trap rock , término especialmente utilizado en la industria de las canteras. [15] [16]
El gran espesor de las acumulaciones de basalto, a menudo superior a los 1.000 metros (3.000 pies), [16] suele reflejar un gran número de flujos finos, cuyo espesor varía desde metros hasta decenas de metros, o más raramente hasta 100 metros (330 pies). pie). Ocasionalmente se producen flujos individuales muy espesos. El flujo de basalto más espeso del mundo puede ser el flujo de Greenstone de la península de Keweenaw en Michigan , EE. UU., que tiene 600 metros (2000 pies) de espesor. Este flujo pudo haber sido parte de un lago de lava del tamaño del Lago Superior . [13]
La profunda erosión de los basaltos de inundación deja al descubierto 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 deja al descubierto conjuntos radiales de diques con diámetros de varios miles de kilómetros. [11] Los umbrales también pueden estar presentes debajo de basaltos de inundación, como el Palisades Sill de Nueva Jersey , EE. UU. Las intrusiones laminares (diques y alféizares) debajo de los basaltos de inundación suelen ser diabasas que se asemejan mucho a la composición de los basaltos de inundación suprayacentes. En algunos casos, la firma química permite conectar diques individuales con flujos individuales. [18]
El basalto de inundación comúnmente muestra juntas columnares , formadas cuando la roca se enfría y se contrae después de solidificarse de la lava. La roca se fractura en columnas, típicamente de cinco a seis lados, paralelas a la dirección del flujo de calor que sale de la roca. Esto generalmente es perpendicular a las superficies superior e inferior, pero el agua de lluvia que se infiltra en la roca de manera 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 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 flujos más espesos, y las columnas del flujo muy espeso de Greenstone, 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 tallo de tubería . La lava de basalto inundada 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 frío de roca vítrea, y la roca cristalizada más rápidamente justo encima del margen vítreo contiene vesículas atrapadas mientras la roca cristalizaba rápidamente. Estos tienen una apariencia distintiva parecida al tallo de una pipa de tabaco de arcilla , particularmente porque la vesícula generalmente se llena posteriormente con calcita u otros minerales de color claro que contrastan con el basalto oscuro circundante. [20]
A escalas aún más pequeñas, la textura de los basaltos inundados es afanítica y consiste en pequeños 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 para que la lava ya no fluya rápidamente cuando comience a cristalizar. [13] Los basaltos de inundación casi carecen de grandes fenocristales , cristales más grandes presentes en la lava antes de su erupción a la superficie, que a menudo están presentes en otras rocas ígneas extrusivas. Los fenocristales son más abundantes en los diques que alimentaron la lava a la superficie. [21]
Los basaltos de inundación suelen ser toleitas de cuarzo . La toleita de olivina (la roca característica de las dorsales oceánicas [22] ) se produce con menos frecuencia y hay casos raros de basaltos alcalinos . Independientemente de su composición, los flujos son muy homogéneos y rara vez contienen xenolitos , fragmentos de la roca circundante ( country rock ) que han sido arrastrados por la lava. Debido a que las lavas tienen un bajo contenido de gases disueltos, las rocas piroclásticas son extremadamente raras. Excepto donde los flujos entraron en lagos y se convirtieron en lava en forma de almohada , los flujos son masivos (sin rasgos distintivos). Ocasionalmente, los basaltos de inundación se asocian con volúmenes muy pequeños de dacita o riolita (roca volcánica mucho más rica en sílice), que se forma tardíamente 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, siendo en su mayoría basaltos toleíticos ricos en hierro. La química de sus elementos principales es similar a la de los basaltos de las dorsales oceánicas (MORB), mientras que la química de sus oligoelementos, particularmente de las tierras raras , se parece 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 % molar de magnesio del contenido total de hierro y magnesio) es de alrededor de 55, [21] frente a 60 para 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, se trataba de 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 inundados sugiere que el magma estaba sólo ligeramente contaminado con roca fundida de la corteza terrestre , pero algunos minerales de alta temperatura ya se habían cristalizado en la roca antes de llegar a la superficie. [26] En otras palabras, el basalto de inundación está moderadamente evolucionado . [24] Sin embargo, sólo pequeñas cantidades de plagioclasa parecen haber cristalizado en 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 en una sola provincia. Por ejemplo, los basaltos de inundación de la cuenca del Paraná se pueden dividir en un grupo con bajo contenido de fósforo y titanio (LPT) y un grupo con 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 deberse a que el magma LPT está contaminado con una mayor cantidad de corteza derretida. [28]
Las teorías sobre la formación de basaltos de inundación deben explicar cómo se pudieron generar cantidades tan grandes de magma y hacer erupción en forma de lava en intervalos de tiempo tan cortos. También deben explicar las composiciones similares y los entornos tectónicos de los basaltos de inundación que hicieron erupción a lo largo del tiempo geológico y la capacidad de la lava de basalto de inundación de viajar distancias tan grandes desde las fisuras eruptivas antes de solidificarse.
Se requiere una enorme cantidad de calor para generar tanto magma en tan poco tiempo. [11] Se cree ampliamente que esto fue suministrado por una pluma del manto que incide sobre la base de la litosfera de la Tierra , su capa rígida más externa. [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 las profundidades 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 profunda erosión de los basaltos de inundación muestran que se ha producido una considerable extensión de la corteza terrestre . 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, están ubicados 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 vulcanismo de puntos críticos en 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 relacionados con ningún rastro de puntos calientes, sino que parecen haber estado distribuidos uniformemente a lo largo de todo el límite divergente. [23]
Los basaltos de inundación a menudo están 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 hace erupción, por lo que los lechos más antiguos a menudo se encuentran debajo del nivel del mar. [17] Se han encontrado estratos de basalto en profundidad ( reflectores de inmersión ) mediante sismología de reflexión a lo largo de márgenes continentales pasivos. [31]
La composición de los basaltos de inundación puede reflejar los mecanismos por los cuales el magma llega a la superficie. La masa fundida original formada en el manto superior (la masa fundida primitiva ) no puede tener la composición de la toleita de cuarzo, la roca volcánica más común y típicamente menos evolucionada de los basaltos de inundación, porque las toleitas de cuarzo son demasiado ricas en hierro en relación con el magnesio para haberse formado en equilibrio. con típica roca de manto. El derretimiento primitivo puede haber tenido la composición de picrita basalto , pero el picrita basalto es poco común en las provincias de basalto inundadas. Una posibilidad es que un derretimiento primitivo se estanque cuando alcanza el límite manto-corteza, donde no flota lo suficiente como para penetrar la corteza rocosa de menor densidad. A medida que un magma toleítico se diferencia (cambios en su composición a medida que los minerales de alta temperatura cristalizan y se depositan en el magma), su densidad alcanza un mínimo con 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 hacia la superficie, y también explica por qué los basaltos de inundación son predominantemente toleitas de cuarzo. Más de la mitad del magma original permanece en la corteza inferior mientras se acumula en un sistema de diques y umbrales. [34] [21]
A medida que el magma aumenta, 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 en erupción. La resorción (disolución nuevamente en la masa fundida) 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 toleita de cuarzo y ayudar a mantener la flotabilidad. [26] [21]
Una vez que el magma llega a la superficie, fluye rápidamente por el 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 kilómetro de longitud de fisura [16] ) y la viscosidad relativamente baja de la lava basáltica. Sin embargo, la extensión lateral de los flujos individuales de basalto es sorprendente incluso para una lava tan fluida en tales cantidades. [35] Es probable que la lava se propague mediante 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 de 30 a 70 metros (98 a 230 pies) de espesor, muestran que la temperatura de la lava cayó sólo 20 °C (68 °F) en una distancia de 500 kilómetros (310 millas). Esto demuestra que la lava debió estar 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 de inundación de basalto 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 origen puede viajar aproximadamente ocho veces más lejos. [13]
Los flujos de inundación de basalto son predominantemente flujos pāhoehoe , siendo los flujos ʻaʻā mucho menos comunes. [39]
La erupción en las provincias inundadas de basalto es episódica y cada episodio tiene su propia firma química. Existe cierta tendencia a que la lava dentro de un solo episodio eruptivo se vuelva más rica en sílice con el tiempo, pero no hay una tendencia consistente entre los episodios. [26]
Las Grandes Provincias Ígneas (LIP) se definieron originalmente como derrames voluminosos, predominantemente de basalto, durante duraciones geológicamente muy cortas. Esta definición no especificaba tamaño mínimo, duración, petrogénesis o entorno. Un nuevo intento de refinar la clasificación se centra en el tamaño y el entorno. Los LIP se caracterizan por cubrir grandes áreas y la mayor parte del magmatismo ocurre en menos de 1 Ma. Los 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, ya que no tienen cima plana ni se elevan a más de 200 m sobre el fondo marino. Los ejemplos incluyen las provincias del Caribe, Nauru, East Mariana y Pigafetta. Los basaltos de inundación continentales (CFB) o basaltos de meseta son expresiones continentales de grandes provincias ígneas. [40]
Los basaltos de inundación contribuyen significativamente al crecimiento de la corteza continental. También son eventos 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 de los 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 un ritmo 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. [dieciséis]
Gran parte de la nueva corteza formada durante los episodios de inundación de basalto toma la forma de una capa inferior , y más de la mitad del magma original cristaliza a medida que se acumula en los umbrales en la base de la corteza. [34]
La erupción de basaltos inundados se ha relacionado con extinciones masivas. Por ejemplo, las trampas del Deccan , que hicieron erupción en el límite Cretácico-Paleógeno , pueden haber contribuido a la extinción de los dinosaurios no aviares. [42] Asimismo, las extinciones masivas en el límite Pérmico-Triásico , el límite Triásico-Jurásico y en la Era Toarciana del Jurásico corresponden a las edades de grandes provincias ígneas en Siberia, la Provincia Magmática del Atlántico Central y el Karoo-Ferrar. basalto de inundación. [15]
Se puede dar una idea del impacto de las inundaciones de basalto comparándolas con las grandes erupciones históricas. La erupción de Lakagígar en 1783 fue la más grande registrada en la historia y mató al 75% del ganado y a una cuarta parte de la población de Islandia. Sin embargo, la erupción produjo sólo 14 kilómetros cúbicos (3,4 millas cúbicas) de lava, [43] [15] que es pequeña en comparación con el miembro Roza de la meseta del río Columbia, que hizo erupción a mediados del Mioceno , que contenía al menos 1.500 litros cúbicos. kilómetros (360 millas cúbicas) de lava. [10]
Durante la erupción de las Trampas Siberianas , entre 5 y 16 millones de kilómetros cúbicos (1,2 a 3,8 millones de millas cúbicas) de magma penetraron en la corteza, cubriendo un área de 5 millones de kilómetros cuadrados (1,9 millones de millas cuadradas), equivalente al 62% de la 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 profundos de petróleo y lechos de carbón más jóvenes de la región. Los gases liberados crearon más de 6400 tuberías tipo diatrema , [44] cada una de las cuales normalmente tiene más de 1,6 kilómetros (1 mi) de diámetro. Las tuberías emitieron hasta 160 billones de toneladas de dióxido de carbono y 46 billones de toneladas de metano. Las cenizas de carbón provenientes de la quema de lechos de carbón propagan cromo , arsénico , mercurio y plomo tóxicos en 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 promedio globales del agua de 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) durante otros 5,1 millones de años. Temperaturas tan altas son letales para la mayoría de los organismos marinos y las plantas terrestres tienen dificultades para continuar con 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 relacionadas con eventos de extinción. [46] La formación y los efectos de una inundación de basalto 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 versus oceánico), el clima preexistente y la biota. resiliencia al cambio. [47]
Basaltos de inundación continental representativos y mesetas oceánicas, ordenados por orden cronológico, formando juntos una lista de grandes provincias ígneas : [48]
Los basaltos de inundación son la forma dominante de magmatismo en otros 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 probablemente fueron similares en volumen a los basaltos inundados de la Tierra, pero estuvieron separados por intervalos de reposo mucho más largos y probablemente fueron producidos por diferentes mecanismos. [64]
Es posible que en Marte haya grandes cantidades de basalto inundado. [sesenta y cinco]
Los cristales entrelazados de basaltos de inundación, que están orientados al azar, hacen de la roca trampa el agregado de construcción más duradero de todos los tipos de roca. [15]
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