Lista de provincias de inundación de basalto

Basaltos de inundación continentales y mesetas oceánicas

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

Era	Periodo [a]	Época	Edad [b]	Empieza, mya [b]	Evento	Notas
Cenozoico [c]	Cuaternario	Holoceno		0,0117 [d]
		pleistoceno	Superior	0,126
			Medio	0,781	Campo de dispersión de Australasia Lago Bosumtwi [4]	Inversión de Brunhes-Matuyama (778,7 ± 1,9) [5] Inversión de Jaramillo (1,07)
			Calabrés	1,806 *		Inversión de Olduvai
			Gelasiano	2.588 *	Basaltos de la meseta de Chilcotin [e]	Inversión de Gauss-Matuyama de la edad de hielo (2.588)
	Neógeno	Plioceno	Piacenziano / Blancan	3.600 *		Inversión geomagnética de Gilbert-Gauss (3.32)
			Zanclean	5.333 *		Inundación Zanclean (5.333)
		mioceno	Mesiniano	7.246 *	Basaltos de la meseta de Chilcotin [e]
			Tortonian	11,62 *
			Serravallian	13,82 *
			Langhian	15,97	M. Interrupción del Mioceno (14,8-14,5) [f] Grupo de basalto del río Columbia [g] Basaltos de la meseta de Chilcotin [e]	Aumento del hotspot de Yellowstone en aguas profundas de la Antártida Nördlinger Ries (14,5-14,3)
			Burdigalian	20.44
			Aquitania	23.03 *	Escudo de los volcanes de Etiopía [h]	Capa de hielo antártica completa
	Paleógeno	Oligoceno	Chattian	28,1	Trampas de Etiopía y Yemen (31-30) [h]	Toba de Fish Canyon (27,51) [i]
			Rupeliano	33,9 *	Cráter de impacto de la bahía de Chesapeake (35,5) [j]	La capa de hielo de la Antártida expande el evento de extinción del Eoceno-Oligoceno
		Eoceno	Priaboniano	38,0
			Bartoniano	41,3
			Luteciano	47,8 *		Comienza la capa de hielo de la Antártida
			Ypresian	56,0 *	Fase II de PI del Atlántico Norte (56-54) [k] ( provincia de Brito-Ártico ) (~ 56) [l]
		Paleoceno	Thanetian	59,2 *
			Selandiano	61,6 *	IP del Atlántico Norte (62-58) [k] ( provincia de Brito-Ártico ) (~ 61) [l] ( meseta de Thulean )	Zona activa de Islandia [m]
			Danian	65,5 ± 0,3 *	Cráter Chicxulub (65,5 ± 0,3) [n] Trampas Deccan (65,5 ± 0,3) [o]	Evento de extinción del Cretácico-Paleógeno Cráter Shiva
mesozoico	Cretáceo	Superior	Maastrichtiano	72,1 ± 0,2 *
			Campaniano	83,6 ± 0,2	LIP del Caribe (76-74) [p] LIP del Caribe (82-80) [p]
			Santonian	86,3 ± 0,5
			Coniacian	89,8 ± 0,3	LIP del Ártico alto (~ 90-80) [q] LIP del Caribe (90-88) [p] Meseta de Ontong Java [r]	Hotspot de Galápagos
			Turoniano	93,5 ± 0,8 *	Evento de frontera Cenomaniano-Turoniano (91,5 ± 8,6) [s] Basalto de inundación de Madagascar (94,5 ± 1,2)
			Cenomaniano	100,5 *
		Más bajo	Albiano	C. 113,0	Meseta Kerguelen (110) [t] Trampas Rajmahal (118) [u]	Punto de acceso Kerguelen
			Aptian	C. 125,0	Selli Event (~ 120) [s] Ontong Java Plateau (125-120) [r]	Punto de acceso de Louisville
			Barremian	C. 129,4	LIP del Ártico alto (130-120) [q]
			Hauteriviano	C. 132,9
			Valanginian	C. 139,8	Trampas de Paraná y Etendeka (138-128) [v]	Punto de acceso de Tristan
			Berriasiano	C. 145,0		Glaciaciones Fin-Jurásico extinción
	jurásico	Superior	Tithonian	152,1 ± 0,9
			Kimmeridgian	157,3 ± 1,0
			Oxfordiano	163,5 ± 1,0
		Medio	Calloviano	166,1 ± 1,2
			Bathoniano	168,3 ± 1,3 *
			Bajociano	170,3 ± 1,4 *
			Aalenian	174,1 ± 1,0 *
		Más bajo	Toarciano	182,7 ± 0,7	Evento anóxico toarciense temprano Karoo-Ferrar (~ 183) [w]	Extinción pliensbachiano-toarciana formada cuando Gondwana se disolvió
			Pliensbachiano	190,8 ± 1,0 *
			Sinemurian	199,3 ± 0,3 *	C. Provincia magmática del Atlántico (recurrente) (197 ± 1) [x]
			Hettangian	201,3 ± 0,2 *	Provincia magmática del Atlántico central (199,5 ± 0,5) [x]	Formado cuando Pangea disolvió el evento de extinción Triásico-Jurásico
	Triásico	Superior	Rético	C. 208,5
			Norian	C. 228	Basaltos de inundación de Wrangellia (231-225) [y]
			Carnian	C. 235 *
		Medio	Ladino	C. 242 *
			Anisiano	247,2
		Más bajo	Olenekian	251,2
			Induano	252,2 ± 0,5 *	Trampas siberianas (252.6) [z]	Evento de extinción del Pérmico-Triásico
Paleozoico	Pérmico	Lopingian	Changhsingian	254,2 ± 0,1 *
			Wuchiapingian	259,9 ± 0,4 *	Trampas Emeishan (258) [aa]	extinción capitaniana / guadalupiana
		Guadalupiano	Capitán	265,1 ± 0,4 *
			Wordian / Kazanian	268,8 ± 0,5 *
			Roadian / Ufimian	272,3 ± 0,5 *		Extinción de Olson Extinción del Devónico tardío
		Cisuraliano	Kungurian	279,3 ± 0,6
			Artinskian	290,1 ± 0,1
			Sakmariano	295,5 ± 0,4
			Asselian	298,9 ± 0,2 *	LIP centrado en Skagerrak (297 ± 4 Ma) [ab]	Pangea
	Carbono iferous [AC] / Pennsyl- Vanian	Superior	Gzhelian	303,7 ± 0,1
			Kasimoviano	307,0 ± 0,1		Colapso de la selva tropical carbonífera (~ 305) [ad]
		Medio	Moscoviano	315,2 ± 0,2
		Más bajo	Bashkirian	323,2 ± 0,4 *
	Carbono iferous [AC] / Missis- sippian	Superior	Serpujoviano	330,9 ± 0,2
		Medio	Viséan	346,7 ± 0,4 *
		Más bajo	Tournaisiano	358,9 ± 0,4 *	Evento de Hangenberg (358,9 ± 0,4) [ae]	Extinción del Devónico tardío
	devoniano	Superior	Fameniano	372,2 ± 1,6 *	Kellwasser_event (372,2 ± 1,6) [af] Trampas Viluy (373,4 ± 0,7) [ag]	Extinción del Devónico tardío [ah]
			Frasnian	382,7 ± 1,6 *
		Medio	Givetian	387,7 ± 0,8 *
			Eifelian	393,3 ± 1,2 *
		Más bajo	Emsian	407,6 ± 2,6 *
			Pragiano	410,8 ± 2,8 *
			Lochkovian	419,2 ± 3,2 *
	siluriano	Pridoli	(Etapa 8)	423,0 ± 2,3 *	Evento Lau (423,0 ± 2,3) [ia]
		Ludlow / Cayugan	Ludfordiano	425,6 ± 0,9 *
			Gorstian	427,4 ± 0,5 *	Evento Mulde (427,4 ± 0,5) [aj]
		Wenlock	Homeriano / Lockportiano	430,5 ± 0,7 *
			Sheinwoodian / Tonawandan	433,4 ± 0,8 *	Evento Ireviken (433,4 ± 2,3) [ak]
		Llandovery / Alejandrina	Telychian / Ontarian	438,5 ± 1,1 *
			Aeronian	440,8 ± 1,2 *
			Rhuddanian	443,4 ± 1,5 *		Evento de extinción Ordovícico-Silúrico
	Ordovícico	Superior	Hirnantian	445,2 ± 1,4 *	Trampas anteriores al Devónico (~ 445)
			Katian	453,0 ± 0,7 *
			Sandbian	458,4 ± 0,9 *
		Medio	Darriwilian	467,3 ± 1,1 *
			Dapingian	470,0 ± 1,4 *
		Más bajo	Floian (anteriormente Arenig )	477,7 ± 1,4 *
			Tremadociano	485,4 ± 1,9 *
	cambriano	Furongian	Etapa 10	C. 489,5		Evento de extinción Cámbrico-Ordovícico
			Jiangshanian	C. 494 *
			Paibian	C. 497 *
		Serie 3	Guzhangian	C. 500,5 *
			Drumian	C. 504,5 *
			Etapa 5	C. 509
		Serie 2	Etapa 4	C. 514
			Etapa 3	C. 521
		Terreneuvian	Etapa 2	C. 529		Explosión cámbrica
			Fortunian	541,0 ± 1,0 *		Extinción del fin de Ediacara
Neo- proterozoico [al]	Ediacarán			C. 635 *	Diques de largo alcance (620)	formado como Jápeto Océano comenzó
	Criogénico			850 [am]	Franklin LABIO (716.5)	Tierra bola de nieve
	Tonian			1000 [am]	LABIO Warakurna (~ 1075)
Meso- proterozoico [al]	Stenian			1200 [am]	Midcontinent Rift System (~ 1100) [an] Mackenzie LIP (~ 1270)	Rodinia
	Ectasiano			1400 [am]
	Calymmian			1600 [am]
Paleo- proterozoico [al]	Statherian			1800 [am]	Cinturón Circum-Superior (1884-1864) [ao] Complejo de alféizar de Winagami (1890-1760)
	Orosirian			2050 [am]	Enjambre de diques de Kapuskasing y Marathon (2126-2101) Enjambre de diques de Fort Frances (2076-2067) Cráter de Vredefort (2023 ± 4) [ap]
	Rhyacian			2300 [am]	Evento magmático de Ungava	Glaciación Huroniana (2220)
	Siderian			2500 [am]	Enjambre de diques de Matachewan (2500-2450) Enjambre de diques de Mistassini (2500)	Gran evento de oxigenación
Neoarqueano [al]				2800 [am]
Mesoarcaico [al]				3200 [am]
Paleoarqueano [al]				3600 [am]	Cratón Kaapvaal (3600-3700)	Vaalbara
Eoarchean [al]				4000
Imbriano temprano [al] [aq]				C. 3850
Nectariano [al] [aq]				C. 3920		se forman las cuencas lunares
Grupos de cuencas [al] [aq]				C. 4150	Acasta Gneis	Bombardeo pesado tardío
Críptico [ar]				C. 4600		Minerales más antiguos. La superficie de la tierra se solidifica.

Ver también

• Lista de accidentes geográficos oceánicos
• Las erupciones más grandes del mundo

Notas al pie

1. paleontólogos a menudo se refieren a etapas de la fauna en lugar de períodos geológicos (geológicos). La nomenclatura de las etapas es bastante compleja. Para obtener una excelente lista ordenada por tiempo de las etapas de la fauna, consulte ^[2]
2. fechas son un poco inciertas y son comunes las diferencias de un pequeño porcentaje entre varias fuentes. Esto se debe en gran parte a las incertidumbres en la datación radiométrica y al problema de que los depósitos adecuados para la datación radiométrica rara vez ocurren exactamente en los lugares de la columna geológica donde serían más útiles. Las fechas y los errores citados anteriormente están de acuerdo con la escala de tiempo de la Comisión Internacional de Estratigrafía de 2012. Cuando no se citan errores, los errores son menores que la precisión de la edad dada. Las fechas marcadas con un * indican los límites en los que se ha acordado internacionalmente una sección y un punto de estratotipo de límite global : consulte la Lista de secciones y puntos de estratotipo de límite global para obtener una lista completa.
3. Históricamente, el Cenozoico se ha dividido en lassub-eras Cuaternaria y Terciaria , así como en losperíodos Neógeno y Paleógeno . La versión de 2009 de la tabla de tiempo ICS ^[3] reconoce un Cuaternario ligeramente extendido, así como el Paleógeno y un Neógeno truncado, el Terciario ha sido degradado a un estado informal.
4. La hora de inicio de la época del Holoceno se da aquí como hace 11.700  años . Para más información sobre la datación de esta época, consulte Holoceno .
5. erupciones fueron más vigorosas hace 6-10 millones de años y hace 2-3 millones de años, cuando se liberó la mayor parte del basalto. Las erupciones menos extensas continuaron hace 0.01 a 1.6 millones de años. Se pensaba que el Grupo Chilcotin estaba potencialmente vinculado al Grupo de basalto del río Columbia en los Estados Unidos, que son coetáneos y se encuentran en partes de los estados de Washington, Oregon e Idaho al sur. ^[3] Sin embargo, su morfología y geoquímica han demostrado ser muy similares a otras mesetas volcánicas como la llanura del río Snake en Idaho y partes de Islandia. ^[6] Las fechas de roca entera de 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 14-16, 9-6 y 1-3 Ma.
6. Hace 14,8-14,5 millones de años, durante el Langhian. Un paso de enfriamiento importante y permanente ocurrió entre 14,8 y 14,1 Ma, asociado con una mayor producción de aguas profundas frías de la Antártida y un crecimiento importante de la capa de hielo de la Antártida oriental.
7. Se cree que el Grupo de basalto del río Columbia es un vínculo potencial con el Grupo Chilcotin. Los flujos se pueden dividir en cuatro categorías principales: Steens Basalt, Grande Ronde Basalt, Wanapum Basalt y Saddle Mountains Basalt. La provincia de basalto de inundación del río Columbia comprende más de 300 flujos de lava de basalto individuales que tienen un volumen promedio de 500 a 600 kilómetros cúbicos. El Steens Basalt 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, se solidificaron más de 130 flujos, aproximadamente un flujo 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 cuando se congelaron.Se produjo una inversión del campo geomagnético durante las erupciones de Steens Basalt en aproximadamente 16.7 Ma, según la fecha usando⁴⁰ Ar / ³⁹Ar edades y la escala de tiempo de polaridad geomagnética. Las lavas Imnaha se han fechado utilizando la técnica K – Ar y muestran una amplia gama de fechas. El más antiguo tiene 17,67 ± 0,32 Ma con flujos de lava más jóvenes que oscilan entre 15,50 ± 0,40 Ma. El siguiente más antiguo de los flujos, de hace 17 millones a 15,6 millones de años, forma el Gran Ronde Basalt. El Wanapum Basalt está formado por el miembro de la montaña Eckler (hace 15,6 millones de años), el miembro Frenchman Springs (hace 15,5 millones de años), el miembro Roza (hace 14,9 millones de años) y el miembro Priest Rapids (hace 14,5 millones de años). El basalto de las montañas Saddle, que se ve de manera prominente en las montañas Saddle, está formado 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, el Flujos de Elephant Mountain Member (10.Hace 5 millones de años), los flujos del Miembro Bujford, los flujos del Miembro del Puerto de Hielo (hace 8,5 millones de años) y los flujos del Miembro Monumental Inferior (hace 6 millones de años). Las erupciones fueron más vigorosas desde hace 17 a 14 millones de años, cuando se liberó más del 99% del basalto. Las erupciones menos extensas continuaron desde hace 14 a 6 millones de años.
8. entró en erupción aproximadamente 31-30 Mya, durante un período de 1 Myr o menos. Este fue el momento de un cambio a 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 en el Terciario y extinciones significativas. ^[7] Según Hofmann et al. (1997), ^{[ se necesita cita completa ] la} mayoría de los basaltos de inundación de Etiopía entraron en erupción hace 30 Myr, durante un período corto de 1 Myr, para formar una vasta meseta volcánica. Inmediatamente después de este pico de actividad, se desarrollaron una serie de grandes volcanes en escudo en la superficie de la meseta volcánica, después de lo cual el vulcanismo posterior se limitó en gran medida a las regiones de ruptura (Mohr, 1983a; Mohr y Zanettin, 1988). ^{[ se necesita cita completa]} La grieta que se abrió a lo largo del Mar Rojo y el Golfo de Adén separó los continentes árabe 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 divisiones de Etiopía y Afar.
9. la erupción volcánica de un solo evento más grande conocida con una magnitud de 9.2. Se ha fechado hace 27,51 millones de años. Esta toba y erupción son parte del campo volcánico más grande de San Juan y del estallido de ignimbrita del Terciario Medio.
10. fechada en 35,5 millones de años
11. La datación isotópica indica que la fase magmática más activa del NAIP fue entre ca. 60,5 y ca. 54,5 Ma (hace millones de años) ^[4] (Paleoceno medio a Eoceno temprano) - dividido en Fase 1 (fase previa a la ruptura) fechada en ca. 62-58 Ma y la Fase 2 (fase de ruptura de sincronización) datan de ca. 56-54 Ma
12. El vulcanismo basáltico fluyó en dos pulsos principales. El primero que ocurrió hace ~ 61 millones de años fue de 2 a 106 km³ en volumen total, en el actual oeste y sureste de Groenlandia y el noroeste de Gran Bretaña. La segunda y mayor inundación de basalto ocurrió hace unos 56-106 años tanto en el este de Groenlandia como en las Islas Feroe.
13. se especula ^{[¿ según quién? ]} que el actual punto de acceso de Islandia se originó como una pluma de manto en Alpha Ridge (Océano Ártico) ca. 130-120 Ma, emigró por la isla Ellesmere, a través de la isla Baffin, hacia la costa oeste de Groenlandia, y finalmente llegó a la costa este de Groenlandia en aprox. 60 Ma
14. La edad del impacto del asteroide Chicxulub y el límite entre el Cretácico y el Paleógeno (65,5 ± 0,3) coinciden con precisión. Incluso la erupción volcánica más enérgica conocida, que liberó aproximadamente 240 gigatoneladas de TNT (1.0 × 1021 J) y creó la Caldera La Garita, fue sustancialmente menos poderosa que el impacto de Chicxulub. Gerta Keller ^{[ cita requerida ]} de la Universidad de Princeton sostiene que muestras de núcleos recientes de Chicxulub prueban que el impacto ocurrió unos 300.000 años antes de la extinción masiva.
15. Las Trampas de Deccan se formaron hace entre 60 y 68 millones de años, al final del período Cretácico. La mayor parte de la erupción volcánica se produjo en los Ghats occidentales (cerca de Mumbai) hace unos 65 millones de años. Esta serie de erupciones puede haber durado menos de 30.000 años en total. El movimiento de la placa tectónica india y la historia eruptiva de las trampas de Deccan muestran fuertes correlaciones. Basado en datos de perfiles magnéticos marinos, un pulso de movimiento de placa inusualmente rápido comienza al mismo tiempo que el primer pulso de los basaltos de inundación de Deccan, que data de hace 67 Myr. La tasa de propagación aumentó rápidamente y alcanzó un máximo al mismo tiempo que las erupciones basálticas máximas. Luego, la tasa de propagación disminuyó, y la disminución se produjo hace unos 63 Myr, momento en el que terminó la fase principal del vulcanismo de Deccan.
16. El vulcanismo tuvo lugar hace entre 139 y 69 millones de años, y la mayoría de la actividad parece estar entre 95 y 88 Ma con picos en 74-76, 80-82 y 88-90 Ma en orden decreciente de importancia. . ^[9]
17. El HALIP se define como un período volcánico difuso de larga duración (ca. 50 Ma) marcado por dos eventos volcánicos distintos: los eventos ~ 120-130 Ma Barremian y los ~ 80-90 Ma Turonian. En esta contribución, subdividimos el HALIP en dos LIP separados: (1) el BLIP ~ 120-130 Ma del Cretácico Temprano que estaba relacionado con la apertura de la Cuenca de Canadá, y (2) el ~ 80-90 Ma del Cretácico Tardío SLIP que estaba relacionado con la formación de Alpha Ridge.
18. Aunque ahora están separadas por miles de kilómetros, la meseta de Manihiki y la meseta de Hikurangi eran entonces parte de la misma gran provincia ígnea, formando la meseta oceánica más grande del mundo. La meseta de Ontong Java se formó hace 125-120 millones de años y un vulcanismo secundario se produjo entre 20 y 40 millones de años después.
19. 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 Aptiano temprano (~ 120 Ma), a veces llamado el Evento Selli (o OAE 1a) en honor al geólogo italiano Raimondo Selli (1916-1983), y otro en el límite entre Cenomaniano y Turoniano (~ 93 Ma), a veces llamado el Evento Bonarelli que ocurrió hace aproximadamente 91,5 ± 8,6 millones de años . Una posible causa fue el vulcanismo subaceánico que se produjo aproximadamente 500.000 años antes.
20. La meseta fue producida por el hotspot de Kerguelen, comenzando con la desintegración 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 forman a partir de la erupción del punto caliente de Kerguelen en el Cretácico temprano. La similitud entre los datos geoquímicos de los volcanis de Rajmahal y las lavas de la meseta de Kerguelen lo confirma. La pila de lava de ∼230 m de espesor en las colinas de Rajmahal, Jharkhand, y los basaltos alcalinos en la cuenca de Bengala se colocaron en ∼118 Ma.
22. Los flujos de basalto originales ocurrieron hace 128 a 138 millones de años. Las muestras de basalto en Paraná y Etendeka tienen una edad de aproximadamente 132 Ma.
23. Se formó justo antes de la desintegración de Gondwana en la época del Jurásico Inferior, hace unos 183 millones de años; este momento corresponde al evento anóxico toarciano temprano y la extinción pliensbachiano-toarciana .
24. edades se determinaron mediante análisis 40Ar / 39Ar sobre plagioclasa (Knight et al. 2004), (Verati et al. 2007), (Marzoli et al. 2004). ^{[ se necesita cita completa ]} Estos datos muestran edades indistinguibles (199,5 ± 0,5 Ma) desde los flujos de lava inferior a superior, desde el centro hasta el norte de Marruecos. Por tanto, el CAMP es un evento magmático intenso y breve. Los basaltos de la unidad recurrente son un poco más jóvenes (edad media: 197 ± 1 Ma) y representan un evento tardío. Según los datos magnetoestratigráficos, los CAMP marroquíes se dividieron en cinco grupos, que se diferenciaban en las orientaciones paleomagnéticas (declinación e inclinación) (Knight et al. 2004). ^{[ se necesita cita completa ]}Cada grupo está compuesto por un número menor de flujos de lava (es decir, un volumen menor) que el anterior. Estos datos sugieren que los CAMP fueron creados por cinco pulsos de magma cortos y eventos de erupción, cada uno posiblemente de <400 años (?) De duración. Todas las secuencias de flujos de lava se caracterizan por una polaridad normal, excepto por una breve inversión paleomagnética producida por un flujo de lava y por una piedra caliza localizada entre capas en dos secciones distintas del CAMP del Alto Atlas.
25. Aunque están compuestos por muchos tipos diferentes de rocas, de diversa composición, edad y afinidad tectónica, son los basaltos de inundación del Triásico tardío los que son la unidad definitoria de Wrangellia. Estos basaltos, extruidos sobre la tierra durante 5 millones de años alrededor de ∼231-225 Ma.
26. Este evento eruptivo masivo atravesó el límite Pérmico-Triásico, hace unos 250 millones de años, y se cita como una posible causa del evento de extinción Pérmico-Triásico. Se considera que las trampas siberianas hicieron erupción a través de numerosos respiraderos durante un período de aproximadamente un millón de años o más. La fuente del basalto de las Trampas Siberianas se ha atribuido de diversas formas a una pluma del manto que impactó la base de la corteza terrestre y estalló a través del Cratón siberiano, oa procesos relacionados con la tectónica de placas. Otra posible causa puede ser el impacto que formó el cráter Wilkes Land , que pudo haber sido contemporáneo y habría sido antípoda de las Traps. Sin embargo, ya hay 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 polémicos.
27. Comenzaron las erupciones que produjeron las Trampas Emeishan c. Hace 260 millones de años (Ma). En volumen, las Trampas de Emeishan son eclipsadas por las masivas Trampas de Siberia, que ocurrieron, en términos de la escala de tiempo geológico, no mucho después, en c. 251 Ma. No obstante, las erupciones de las Trampas Emeishan fueron lo suficientemente graves como para tener un impacto ecológico y paleontológico global. Las trampas de Emeishan están asociadas con la denominada extinción final de Guadalupia o extinción masiva final de Capitania. ^{[10] El} vulcanismo de Emeishan estuvo activo en 258–246 Ma
28. Después de restaurar el centro de la Gran Provincia Ígnea Centrada en Skagerrak (SCLIP) usando un nuevo marco de referencia, se ha demostrado que la pluma de Skagerrak se elevó desde el límite entre el núcleo y el manto (CMB) hasta su posición de ~ 300 Ma. ^[18] El intervalo de erupción principal tuvo lugar en un intervalo de tiempo muy estrecho, de 297 ± 4 Ma. Esta formación de grieta coincide con el límite Moskoviano / Kasimoviano y el Colapso de la selva tropical del Carbonífero.
29. En América del Norte, el Carbonífero se subdivide en los períodos Mississippian y Pennsylvania (geología) .
30. ocurrió hace unos 305 millones de años en el período Carbonífero.
31. El evento de Hangenberg se encuentra en o justo debajo del límite Devónico / Carbonífero y marca el último pico en el período de extinción. Está marcado por una capa de pizarra negra anóxica y un depósito de arenisca suprayacente. ^[18] A diferencia del evento de Kellwasser, el evento de Hangenberg afectó los hábitats marinos y terrestres.
32. el pulso de extinción que ocurre cerca del límite Frasnian / Famennian.
33. Con la técnica K-Ar se obtuvieron edades comprendidas entre 338 y 367 Ma con incertidumbres del orden de 5 Ma. ^[11] Con latécnica ⁴⁰ Ar / ³⁹ Ar, las edades integradas oscilan entre 344 y 367 Ma, con incertidumbres del orden de 1 Ma, y dos muestras arrojaron mesetas, es decir, las edades mejor determinadas, en 360,3 ± 0,9 y 370,0 ± 0,7 Mamá. Tres de cada cuatro edades obtenidas por los dos métodos separados están de acuerdo con las incertidumbres. Una muestra arroja edades incompatibles y podría ser de un evento posterior de dique alterado. Los ⁴⁰ Ar / ³⁹Una edad de meseta de 370.0 ± 0.7 Ma (calibración convencional) o 373.4 ± 0.7 Ma (recalculada por Renne et al., 2010), la edad más confiable obtenida en este estudio, es compatible con determinaciones recientes de los eventos de extinción del Devónico tardío en el fin-Frasniano (~ 376 ± 3 Ma). Estos resultados subrayan la necesidad de seguir trabajando en curso.
34. Los cráteres de impacto, como el Álamo de la edad de Kellwasser y el Woodleigh de la edad de Hangenberg, generalmente no se pueden fechar con suficiente precisión para relacionarlos con el evento.
35. El evento de Lau comenzó a principios del ludfordiano tardío, una subdivisión de la etapa de Ludlow, hace unos 420 millones de años. Coincidió con un punto bajo global en el nivel del mar, es seguido de cerca por una excursión en los isótopos geoquímicos en la siguiente etapa de fauna de Ludfordia tardía y un cambio en el régimen deposicional. Se produjeron profundos cambios sedimentarios al comienzo del evento de Lau; estos probablemente están asociados con el inicio del aumento del nivel del mar, que continuó durante el evento, alcanzando un punto alto en el momento de la deposición de los lechos de Burgsvik, después del evento.
36. El evento Mulde fue un evento secundo-secundo, ^[3] y marcó la segunda de tres1 extinciones masivas relativamente menores durante el período Silúrico. Coincidió con una caída global del nivel del mar y es seguida de cerca por una excursión en los isótopos geoquímicos. Su inicio es sincrónico con el depósito de la formación Fröel en Gotland.
37. El evento de Ireviken fue un evento de extinción menor en el límite de 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 espaciados regularmente, cada 30.797 años, y vinculados al ciclo de oblicuidad de Milankovic. El quinto y el sexto probablemente reflejan máximos en los ciclos precesionales, 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. El Proterozoico , el Arcaico y el Hadeano a menudo se conocen colectivamente como el Tiempo Precámbrico o, a veces, también el Criptozoico .
39. Definido por la edad absoluta ( Edad estratigráfica estándar global ).
40. unos 1.100 millones de años.
41. 1,884 a 1,864 millones de años.
42. estimado en 2.023 mil millones de años (± 4 millones de años).
43. 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 para la geología de la Tierra no es oficial. Tenga en cuenta que sus horas de inicio no encajan perfectamente con los límites posteriores, definidos terrestre.
44. La " era críptica " es un término geológico informal, como el "Precámbrico". No tiene una definición oficial.

Referencias

1. Courtillota, Vincent E .; Renneb, Paul R. (enero de 2003). "Sur l'âge des trapps basaltiques" [Sobre las edades de los eventos de inundación de basalto]. Comptes Rendus Geociencia . 335 (1): 113–140. Código bibliográfico : 2003CRGeo.335..113C . doi : 10.1016 / S1631-0713 (03) 00006-3 .
2. "La base de datos de paleobiología" . Archivado desde el original el 11 de febrero de 2006 . Consultado el 19 de marzo de 2006 .
3. "La versión de 2009 de la tabla de tiempos de ICS" (PDF) . ^{[ se necesita cita completa ]}
4. estimado en 1.07 millones de años
5. Bradley S. Singer y Malcolm S. Pringleb. "Edad y duración de la inversión de polaridad geomagnética Matuyama-Brunhes de análisis de calentamiento incremental de lavas". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 139 : 47–61. Bibcode : 1996E y PSL.139 ... 47S . doi : 10.1016 / 0012-821X (96) 00003-9 . Hemos obtenido ⁴⁰ Ar / ³⁹Ar isócronas que utilizan técnicas de calentamiento incremental en separaciones de masa terrestre, muestras de rocas enteras 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 varían de 784,6 ± 7,1 ka a 770,8 ± 5,2 ka (errores de 1 σ); la media ponderada, 778,7 ± 1,9 ka, da una edad de alta precisión que es notablemente consistente con las estimaciones de edad astronómica revisadas para la transición de polaridad MB
6. [1] ^{[ se necesita cita completa ]}
7. [2] ^{[ se necesita cita completa ]}
8. (Chazot & Bertrand, 1993; ^{[ se necesita una cita completa ]} Baker et al., 1996a; ^{[ se necesita una cita completa ]} Menzies et al., 2001 ^{[ se necesita una cita completa ]} )
9. [3] ^{[ se necesita cita completa ]}
10. [4] ^{[ se necesita una cita completa ]}
11. Courtillot, Vincent; Kravchinsky, Vadim A .; Quidelleur, Xavier; Renne, Paul R .; Gladkochub, Dmitry P. (2010). "Fecha preliminar de las trampas de Viluy (Siberia oriental): ¿Erupción en el momento de los eventos de extinción del Devónico tardío?". Letras de Ciencias de la Tierra y Planetarias . 300 (3–4): 239–245. Código bibliográfico : 2010E y PSL.300..239C . doi : 10.1016 / j.epsl.2010.09.045 .