DISCUSIÓN
Nuestro modelo de edad proporciona restricciones cuantitativas que deben ser satisfechas por cualquier modelo geológico o geodinámico para el vulcanismo del CRBG. En particular, el mecanismo debe ser consistente con (i) la duración de la erupción de ~750 ka desde 16,65 a 15,90 Ma; (ii) una tasa de efusión media de 0,334 ± 0.042 km3/año, con pulsos de >>1 km3/año; (iii) erupciones simultáneas en Steens Mountain y en los respiraderos del Basalto Imnaha a 300 km de distancia; y (iv) una tasa de propagación geográfica media de la erupción de 0,37 ± 0,08 m/año hacia el norte, teniendo en cuenta las distancias entre los respiraderos que surten las erupciones de Imnaha a través de Wanapum. Estos criterios, por sí solos, pueden ser actualmente insuficientes para identificar una pluma del manto o un origen relacionado con la subducción del CRBG, ya que ambos permiten que se produzcan erupciones en este marco temporal (13, 34). La tasa de propagación geográfica de 0,37 ± 0,08 m/año para el vulcanismo del CRB es también compatible con cualquiera de los dos modelos: Se ha modelado una cabeza de pluma pequeña que se propaga a una velocidad de 0,2 a 0,3 m/año (35), mientras que el desgarro de losa propuesto se modela para propagarse a 0,45 m/año (13). Esta velocidad de propagación hacia el norte es aproximadamente tres veces más rápida que las calculadas para los enjambres de diques de McDermitt y High Rock que se propagan al sur de Steens Mountain (0,12 y 0,14 m/año, respectivamente) (36), lo que demuestra que la posible propagación radial desde Steens Mountain no se produjo a la misma velocidad radial. Se requieren más modelos con nuestras nuevas restricciones cuantitativas para entender mejor el proceso que permitió la erupción del CRBG.
Determinar la cronología relativa del volcanismo del CRBG y del MMCO requiere cronologías independientes que sean igualmente precisas. Sin embargo, el Mioceno temprano y medio es uno de los periodos más problemáticos del Neógeno para establecer cronologías independientes precisas en sedimentos marinos debido a la dificultad de obtener secciones estratigráficas no alteradas que arrojen magnetoestratigrafía, bioestratigrafía, sintonía astronómica y edades radiométricas fiables (20). Todas las escalas temporales propuestas para el Mioceno medio dependen directa o indirectamente de la correlación con la GPTS, para la que existen actualmente varias propuestas, siendo la más reciente la Escala de Tiempo Geológico (GTS) 2012 (20). La GTS 2012 se obtuvo a partir de los perfiles de anomalía del fondo marino de las placas antártica y australiana y, asumiendo una tasa de propagación relativamente constante, se ajustó para dar una edad de 23,03 Ma para el límite Oligoceno-Mioceno (20). El GTS 2012 rechazó un registro astronómicamente sintonizado de δ18O y magnetoestratigrafía de mediados del Mioceno del sitio 1090 del ODP (Ocean Drilling Program) en el Atlántico sur subantártico, cuyo registro se extiende desde el límite Oligoceno-Mioceno hasta ~15,9 Ma, porque el registro sintonizado arroja edades para los límites del crono que no cumplen con la suposición de tasas constantes de propagación del fondo marino en el Pacífico (20). El modelo de edad más reciente para el CRBG (4) intenta reconciliar la geocronología 40Ar/39Ar con la GTS 2012. Sin embargo, el modelo de edad resultante es inconsistente con la GTS existente y necesita ser refinado (Fig. 4).
La geocronología U-Pb sugiere una cronología de la erupción para cada formación (de la Fig. 3) así como una GTS revisada consistente con la magnetoestratigrafía del CRBG . Estos se comparan con la cronología eruptiva derivada de la geocronología 40Ar/39Ar (4) y con diferentes calibraciones del GPTS (20, 37, 46). Dada la polaridad magnética de los diferentes miembros estratigráficos, la geocronología U-Pb restringe la edad de cuatro límites cronológicos diferentes (líneas rectas), identificados con flechas y edades con incertidumbres internas y constantes de decaimiento. Los límites cron estimados se muestran con líneas en zigzag y aún no están limitados por la geocronología. Los tonos más claros de color en la columna estratigráfica representan intervalos de polaridad invertida en la magnetoestratigrafía CRBG, también mostrados por la estratigrafía de inversión adyacente a la derecha de cada modelo de edad CRBG. Las estrellas indican las edades de circón más jóvenes obtenidas para cada muestra en el estudio, y las letras etiquetan cada formación (S, Steens Basalt; I, Imnaha Basalt; GR, Grande Ronde Basalt; W, Wanapum Basalt). El diamante azul representa la edad de la inversión de Steens obtenida de Mahood y Benson (21), recalculada con la edad de la sanidina de Fish Canyon de Kuiper et al. (22), para ser de 16,603 ± 0,028/0,36 Ma, que es consistente con nuestros resultados.
Nuestro nuevo modelo de edad para el CRBG permite una correlación más robusta de la magnetoestratigrafía del CRBG con las propuestas existentes para el GPTS (Fig. 4). Sin embargo, este ejercicio también indica que algunas propuestas anteriores para el GPTS, incluyendo el GTS 2012, son erróneas. Por ejemplo, el modelo de edad más reciente para el CRBG hace que el Basalto Imnaha, que está totalmente polarizado de forma normal, haya entrado en erupción a través de varias inversiones magnéticas y, por lo tanto, no es admisible. Del mismo modo, el modelo de edad existente sitúa el Basalto Grande Ronde, que registra dos intervalos invertidos y dos normales, dentro de una única cronología normal. En comparación, en nuestra propuesta de correlación ilustrada en la Fig. 4, el Basalto Imnaha entró en erupción completamente durante el cron C5Cn.3n, mientras que el Basalto Grand Ronde entró en erupción durante C5Cn.2r-C5Cn.1n, lo que es consistente con la magnetoestratigrafía observada en los basaltos.
Usando esta correlación de base con el GPTS, podemos refinar cuatro edades de inversión propuestas (Fig. 4). Nuestras edades en la parte superior e inferior de Steens se sitúan entre la «inversión de Steens» (entre las magnetozonas R0 y N0, y los cronos C5Cr y C5Cn.3n), que puede limitarse de forma conservadora a 16,637 ± 0,079/0,089 Ma (intervalos de confianza del 95% dados para la incertidumbre interna/la incertidumbre de la constante de desintegración). Esta estimación se compara favorablemente con la estimación de 16,603 ± 0,028/0,36 Ma obtenida a través de la reciente geocronología de sanidina 40Ar/39Ar (21). Nuestras muestras de la base y de la parte superior del Miembro de la Cresta de Wapshilla restringen la cronología y proporcionan una duración mínima para C5Cn.1r, para comenzar no más tarde de 16.288 ± 0.039/0.046 Ma, y para terminar no antes de 16.210 ± 0.043/0.047 Ma, porque el Miembro de la Cresta de Wapshilla comprende la mayoría del volumen de la segunda unidad magnetoestratigráfica invertida del Basalto de Grande Ronde (R2) (31). El final de C5Cn.1n (N2) está bien restringido por nuestra edad de 15,895 ± 0,019/0,026 Ma para la parte superior del Miembro Roza transicionalmente magnetizado, que se superpone inmediatamente al Miembro Frenchman Springs normalmente magnetizado, especialmente teniendo en cuenta las estimaciones anteriores de que el Miembro Roza entró en erupción en tan sólo 14 años (29). Nuestros datos iniciales no identifican ningún hiato significativo en las erupciones – no transcurren más de ~200 ka entre dos de nuestras muestras, durante los cuales se sabe que el vulcanismo está en curso, aunque no presentamos datos de circón de estos intervalos (fig. S3). Por lo tanto, la geocronología de alta precisión puede utilizarse para acotar las edades de los flujos de CRB caracterizados magnéticamente y para refinar aún más el registro de las inversiones del campo magnético de mediados del Mioceno. Nuestro GPTS propuesto es también consistente con el modelo de edad derivado astronómicamente para la estratigrafía de inversión magnética en el sitio U1335 del IODP (Programa Integrado de Perforación Oceánica) en el Pacífico ecuatorial (Fig. 4) (37), indicando una verificación independiente para nuestro modelo de edad propuesto para el GPTS.
Dadas las inconsistencias descritas anteriormente para el GPTS, demostrar un vínculo entre la erupción del CRBG y el MMCO requiere una evaluación cuidadosa de los modelos de edad utilizados para desarrollar registros proxy a través del MMCO. Por ejemplo, el registro proxy δ11B para pco2 en el sitio ODP 761 indica que el CO2 atmosférico aumenta a los 16,5 Ma (8), lo que concuerda bien con el momento que sugerimos para el inicio del voluminoso volcanismo del Basalto Grande Ronde. Sin embargo, el modelo de edad para el sitio 761 (38) depende de eventos bioestratigráficos (39) o isotópicos (40) ligados a calibraciones del GPTS (41) que hemos demostrado que son inexactas. Trabajos recientes que describen los registros de δ13C y δ18O del yacimiento U1337 del IODP identifican el inicio del MMCO en 16,9 Ma (42), que precede a nuestra cronología para todas las erupciones del CRBG. Este yacimiento tiene un modelo de edad derivado de una solución astronómica (43) sin control radiométrico de la edad ni magnetoestratigrafía, añadiendo así subjetividad a los puntos de enlace isotópicos elegidos para calibrar la sintonía (44) y dificultando la correlación con nuestro registro eruptivo.
Una forma de avanzar es utilizar registros proxy de yacimientos que contengan magnetoestratigrafía fiable (37, 45). Los valores de δ18O bentónicos -un proxy de la temperatura del océano profundo- de los yacimientos 1090 (46) y U1335 (37) (Fig. 5) indican que el descenso de los valores de δ18O comenzó durante lo que se interpreta como C5Cr, alcanzando un nadir (el MMCO) durante C5Cn.3n-C5Cn.1r. Aunque actualmente es difícil validar la identificación de C5Cr del yacimiento 1090 dado el potencial de hiatos en el registro, está corroborado por el modelo astronómico de U1335 y se interpreta que es la misma cronología en la que comenzaron las erupciones de CRB con el Basalto Bajo de Steens. Aunque el momento absoluto del inicio de la MMCO no puede ser confirmado por nuestros datos, el registro ajustado astronómicamente del U1335 comparado con nuestra geocronología muestra que la disminución de δ18O precedió a la erupción de los flujos de lava del Basalto Steens entre 100 y 200 ka. El vulcanismo del CRBG puede haber desempeñado un papel en la provocación del calentamiento global a través de la desgasificación críptica de CO2 cuando el magma migró a través de los enjambres de diques antes de las erupciones superficiales (7). Alternativamente, el aparente desajuste entre el inicio del CRBG y el MMCO puede indicar que los dos eventos no están relacionados. En cualquier caso, el mínimo de δ18O parece coetáneo a la erupción del basalto de Grande Ronde, lo que sugiere que puede existir un vínculo. Antes de poder determinar si el CRBG causó el MMCO, es necesario realizar más trabajos que refinen los modelos de edad para los registros proxy climáticos a lo largo del MMCO e investigar las tasas de erupción del CRBG. Mientras que nuestro trabajo restringe la edad de la parte superior del crono C5Cr, todavía no hay restricciones de edad absolutas ni para la parte inferior del C5Cr ni para el inicio del MMCO. Dado que el registro de U1335 tiene un modelo de edad astronómica restringido por correlaciones isotópicas con el yacimiento U1337 (37, 42) y no tiene una edad absoluta que defina la base del crono C5Cr, podría observarse una correlación más estrecha del CRBG y del MMCO, particularmente si el crono comenzó más tarde en el tiempo de lo que se propone actualmente. Estas incertidumbres en la cronología de esta inversión del campo magnético y el comienzo de la MMCO deben resolverse para evaluar mejor si la CRBG desempeñó un papel causal en la MMCO.
(A) Una compilación de registros proxy que exhiben la MMCO (47), con restricciones de edad según lo informado en cada estudio. Aunque las edades son susceptibles de incertidumbres en la escala temporal del Mioceno medio, la magnitud de las señales isotópicas no lo es. (B) Para comparar los resultados de la geocronología del circón para las erupciones del CRBG con los registros proxy paleoclimáticos del MMCO, es necesario eludir los modelos de edad ligados a calibraciones anticuadas del GPTS. La robusta magnetoestratigrafía de los sitios 1090 (45, 46) y U1335 (37) permite correlacionar estos registros isotópicos con nuestra cronología de las erupciones del CRBG y el GPTS refinado. El área de cada rectángulo coloreado corresponde al volumen de cada formación (1) (S, Basalto Steens; I, Basalto Imnaha; GR, Basalto Grande Ronde; W, Basalto Wanapum), con la anchura limitada por las edades del circón (el límite inclinado indica que el inicio del volcanismo del Basalto Steens aún no está limitado); la polaridad de los flujos de basalto está tomada de Reidel (1) y sus referencias. El sombreado amarillo compara los datos proxy globales entre 17 y 16 Ma (sin un modelo de edad basado en la geocronología absoluta) con los eventos volcánicos ocurridos entre 17 y 16 Ma, mientras que el sombreado azul claro destaca el inicio del MMCO en ambos registros con la caída de δ18O.
A pesar de las incertidumbres presentes en los modelos de edad del Mioceno medio, los datos proxy globales (47) indican que el MMCO continuó durante >1 Ma tras el cese de la mayor parte del vulcanismo del CRBG (Fig. 5). El lapso de tiempo entre el cese del vulcanismo y el retorno a condiciones climáticas más frías podría entenderse como una consecuencia del largo tiempo de respuesta de las retroalimentaciones negativas dentro del ciclo global del carbono que regulan el CO2 atmosférico y la temperatura de la Tierra en escalas de tiempo geológicas. Estas retroalimentaciones incluyen las interacciones entre la temperatura, la meteorización química de los minerales de silicato continentales y el enterramiento del CO2 en los sedimentos carbonatados marinos (48). Aunque la sensibilidad de la retroalimentación de la meteorización de los silicatos sigue siendo poco conocida, las estimaciones recientes de los tiempos de respuesta varían de ~200 a 500 ka (49) y son consistentes con la estabilización del CO2 atmosférico (es decir, el retorno a las condiciones de referencia) en escalas de tiempo de ~1 millón de años.
Nuestro modelo de edad del emplazamiento del CRBG acorta la duración del vulcanismo de 1,9 Ma (4) a 750 ka y correlaciona el inicio del vulcanismo del CRBG y el inicio de la MMCO con un intervalo de ~100 ka. Una duración más corta del vulcanismo del CRBG implica un promedio más alto de emisiones de CO2 y un pico más alto de concentraciones de CO2 durante el vulcanismo, para ser comparado con los registros proxy marinos. Sin embargo, los registros proxy actuales de CO2 atmosférico durante el MMCO son demasiado gruesos para una comparación estrecha con la historia eruptiva del CRBG, lo que inhibe aún más la capacidad de evaluar si el CRBG causó o no el MMCO. Además, el establecimiento de un vínculo cuantitativo entre el vulcanismo del CRBG y los cambios en el ciclo global del carbono y el CO2 atmosférico se ve obstaculizado por las incertidumbres en la cantidad de CO2 emitido por los basaltos de inundación a partir del carbono del manto disuelto, además de las fuentes «crípticas», como los sedimentos orgánicos o inorgánicos volatilizados a través del contacto con los flujos basálticos o los sills (7). Armstrong McKay et al. (7), utilizando una duración eruptiva de la fase principal del CRBG de 900 ka, modelan que entre 4090 y 5670 Pg de carbono emitido pueden producir los cambios observados en el δ13C bentónico y el CO2 atmosférico, aunque esta cantidad incluye un componente sustancial de desgasificación críptica más allá de la liberación volátil esperada de los flujos basálticos subaéreos. Los estudios futuros deberían centrarse en una mayor revisión de la escala temporal del Mioceno medio y en un registro proxy climático de alta resolución que abarque la duración de 700 ka del vulcanismo del CRBG para explorar hasta qué punto el calendario del vulcanismo del CRBG coincide con los cambios en el CO2 atmosférico. Estos estudios permitirán comprender mejor el MMCO y los modelos más generales que relacionan el vulcanismo con el cambio climático, y podrían ser cruciales para entender por qué algunos basaltos de inundación provocan aparentemente extinciones masivas y otros no.