Éruption rapide du basalte d’inondation du fleuve Columbia et corrélation avec l’optimum climatique du milieu du Miocène

DISCUSSION

Notre modèle d’âge fournit des contraintes quantitatives qui doivent être satisfaites par tout modèle géologique ou géodynamique pour le volcanisme du CRBG. En particulier, le mécanisme doit être compatible avec (i) une durée d’éruption de ~750 ka de 16,65 à 15,90 Ma ; (ii) un taux d’effusion moyen de 0,334 ± 0.042 km3/an, avec des impulsions de >>1 km3/an ; (iii) des éruptions simultanées à Steens Mountain et dans les évents du basalte d’Imnaha situés à 300 km ; et (iv) un taux de propagation géographique linéaire moyen de l’éruption de 0,37 ± 0,08 m/an vers le nord, compte tenu des distances entre les évents qui alimentent les éruptions d’Imnaha et de Wanapum. Ces critères seuls peuvent être actuellement insuffisants pour identifier un panache mantellique ou une origine liée à la subduction du CRBG, les deux permettant aux éruptions de se produire dans ce laps de temps (13, 34). Le taux de propagation géographique de 0,37 ± 0,08 m/an pour le volcanisme du CRB est également compatible avec l’un ou l’autre modèle : Une petite tête de panache a été modélisée pour se propager à une vitesse de 0,2 à 0,3 m/an (35), tandis que la déchirure de dalle proposée est modélisée pour se propager à 0,45 m/an (13). Cette vitesse de propagation vers le nord est environ trois fois plus rapide que celles calculées pour les essaims de digues McDermitt et High Rock qui se propagent au sud du mont Steens (0,12 et 0,14 m/an, respectivement) (36), ce qui montre que la propagation radiale potentielle à partir du mont Steens ne s’est pas produite à la même vitesse radialement. Une modélisation plus poussée avec nos nouvelles contraintes quantitatives est nécessaire pour mieux comprendre le processus qui a permis l’éruption du CRBG.

Déterminer la chronologie relative du volcanisme du CRBG et du MMCO nécessite des chronologies indépendantes tout aussi précises. Cependant, le début et le milieu du Miocène est l’une des périodes les plus problématiques du Néogène pour établir des chronologies indépendantes précises dans les sédiments marins en raison de la difficulté d’obtenir des sections stratigraphiques non perturbées qui donnent une magnétostratigraphie, une biostratigraphie, un accord astronomique et des âges radiométriques fiables (20). Toutes les échelles de temps proposées pour le Miocène moyen dépendent directement ou indirectement de la corrélation avec le GPTS, pour lequel il existe actuellement plusieurs propositions, la plus récente étant l’échelle de temps géologique (GTS) 2012 (20). La GTS 2012 a été dérivée des profils d’anomalies du plancher océanique des plaques antarctique et australienne et, en supposant un taux d’étalement relativement constant, elle a été réglée pour donner un âge de 23,03 Ma pour la limite Oligocène-Miocène (20). Le SMT 2012 a rejeté un enregistrement accordé astronomiquement du δ18O et de la magnétostratigraphie du milieu du Miocène du site 1090 de l’ODP (Ocean Drilling Program) dans l’Atlantique sud subantarctique, dont l’enregistrement s’étend de la limite Oligocène-Miocène à ~15,9 Ma, parce que l’enregistrement accordé donne des âges pour les limites chronologiques qui ne répondent pas à l’hypothèse de taux d’expansion constant du plancher océanique dans le Pacifique (20). Le modèle d’âge le plus récent pour le CRBG (4) tente de concilier la géochronologie 40Ar/39Ar avec le SMT 2012. Cependant, le modèle d’âge qui en résulte est incompatible avec le GPTS existant et doit être affiné (Fig. 4).

Notre nouveau modèle d’âge pour le CRBG permet une corrélation plus robuste de la magnétostratigraphie du CRBG avec les propositions existantes pour le GPTS (Fig. 4). Cependant, cet exercice indique également que certaines propositions précédentes pour le GPTS, y compris le GTS 2012, sont erronées. Par exemple, le modèle d’âge le plus récent pour le CRBG place le basalte d’Imnaha, qui est entièrement polarisé normalement, en éruption à travers plusieurs inversions magnétiques et n’est donc pas admissible. De même, le modèle d’âge existant place le basalte de Grande Ronde, qui enregistre deux inversions et deux normales, dans un seul chrono normal. Par comparaison, dans notre proposition de corrélation illustrée à la figure 4, le basalte d’Imnaha est entièrement entré en éruption au cours du chron C5Cn.3n, tandis que le basalte de la Grande Ronde est entré en éruption au cours des chron C5Cn.2r-C5Cn.1n, ce qui est conforme à la magnétostratigraphie observée dans les basaltes.

En utilisant cette corrélation de base avec le GPTS, nous pouvons affiner quatre âges d’inversion proposés (figure 4). Nos âges dans le Steens supérieur et inférieur encadrent le « renversement de Steens » (entre les magnétozones R0 et N0, et les chrons C5Cr et C5Cn.3n), qui peut être contraint de manière conservatrice à 16,637 ± 0,079/0,089 Ma (intervalles de confiance à 95 % donnés pour l’incertitude interne/la constante de désintégration). Cette estimation se compare favorablement à l’estimation de 16,603 ± 0,028/0,36 Ma obtenue par la géochronologie récente de la sanidine 40Ar/39Ar (21). Nos échantillons de la base et du sommet du membre de la crête de Wapshilla limitent la chronologie et fournissent une durée minimale pour C5Cn.1r, qui doit commencer au plus tard à 16,288 ± 0,039/0,046 Ma et se terminer au plus tôt à 16,210 ± 0,043/0,047 Ma, car le membre de la crête de Wapshilla comprend la majorité du volume de la deuxième unité magnétostratigraphique inversée du basalte de Grande Ronde (R2) (31). La fin de C5Cn.1n (N2) est bien délimitée par notre âge de 15,895 ± 0,019/0,026 Ma pour le sommet du membre Roza à magnétisation transitoire, qui recouvre immédiatement le membre Frenchman Springs à magnétisation normale, surtout si l’on tient compte des estimations antérieures selon lesquelles le membre Roza a fait éruption en 14 ans seulement (29). Nos données initiales n’identifient aucun hiatus significatif dans les éruptions – il ne s’écoule pas plus de ~200 ka entre deux de nos échantillons, période pendant laquelle le volcanisme est connu pour être continu, bien que nous ne présentions pas de données de zircon de ces intervalles (fig. S3). Par conséquent, la géochronologie de haute précision peut être utilisée pour lier les âges des coulées de CRB caractérisées magnétiquement et pour affiner l’enregistrement des inversions du champ magnétique au milieu du Miocène. Notre GPTS proposé est également cohérent avec le modèle d’âge dérivé astronomiquement pour la stratigraphie d’inversion magnétique sur le site U1335 de l’IODP (Integrated Ocean Drilling Program) dans le Pacifique équatorial (Fig. 4) (37), ce qui indique une vérification indépendante pour notre modèle d’âge proposé pour le GPTS.

Compte tenu des incohérences décrites ci-dessus pour le GPTS, la démonstration d’un lien entre l’éruption du CRBG et le MMCO nécessite une évaluation minutieuse des modèles d’âge utilisés pour développer des enregistrements proxy à travers le MMCO. Par exemple, l’enregistrement par procuration δ11B pour pco2 au site 761 de l’ODP indique que le CO2 atmosphérique augmente à 16,5 Ma (8), ce qui correspond bien à la période que nous suggérons pour le début du volcanisme volumineux du basalte de la Grande Ronde. Cependant, le modèle d’âge du site 761 (38) dépend d’événements biostratigraphiques (39) ou isotopiques (40) liés à des calibrations du GPTS (41) dont nous avons montré l’inexactitude. Un travail récent décrivant les enregistrements δ13C et δ18O du site IODP U1337 identifie le début du MMCO à 16,9 Ma (42), ce qui précède notre calendrier pour toutes les éruptions du CRBG. Ce site a un modèle d’âge dérivé d’une solution astronomique (43) sans contrôle d’âge radiométrique ou d’une magnétostratigraphie, ce qui ajoute de la subjectivité aux points d’attache isotopiques choisis utilisés pour calibrer l’accord (44) et rend difficile la corrélation avec notre enregistrement éruptif.

Une façon d’avancer est d’utiliser les enregistrements proxy des sites qui contiennent une magnétostratigraphie fiable (37, 45). Les valeurs benthiques δ18O – un proxy pour la température de l’océan profond – des sites 1090 (46) et U1335 (37) (Fig. 5) indiquent que le déclin des valeurs δ18O a commencé pendant ce qui est interprété comme C5Cr, atteignant un nadir (le MMCO) pendant C5Cn.3n-C5Cn.1r. Bien qu’il soit actuellement difficile de valider l’identification de C5Cr à partir du site 1090 étant donné la possibilité de hiatus dans l’enregistrement, elle est corroborée par le modèle astronomique de U1335 et est interprétée comme étant le même chronogramme dans lequel les éruptions de CRB ont commencé avec le basalte inférieur de Steens. Bien que la chronologie absolue du début de l’OCM ne puisse pas être confirmée par nos données, l’enregistrement astronomique de U1335 comparé à notre géochronologie montre que la diminution du δ18O a précédé l’éruption des coulées de lave du basalte de Steens de 100 à 200 ka. Le volcanisme du CRBG peut avoir joué un rôle dans le réchauffement climatique par le dégazage cryptique du CO2 lorsque le magma a migré à travers les essaims de digues avant les éruptions de surface (7). Par ailleurs, le décalage apparent entre le début du CRBG et celui du MMCO peut indiquer que les deux événements ne sont pas liés. Quoi qu’il en soit, le minimum δ18O semble coexister avec l’éruption du basalte de la Grande Ronde, ce qui suggère qu’un lien peut exister. D’autres travaux qui affinent les modèles d’âge pour les enregistrements proxy climatiques à travers le MMCO et qui étudient les taux d’éruptions pour le CRBG sont nécessaires avant de pouvoir déterminer si le CRBG a causé le MMCO. Alors que notre travail contraint l’âge du sommet du C5Cr chron, il n’existe pas encore de contraintes d’âge absolu pour le fond du C5Cr ou pour le début du MMCO. Comme l’enregistrement de U1335 a un modèle d’âge astronomique contraint par des corrélations isotopiques avec le site U1337 (37, 42) et qu’il n’y a pas d’âge absolu définissant la base du chron C5Cr, on pourrait observer une corrélation plus étroite du CRBG et du MMCO, en particulier si le chron a commencé plus tard dans le temps que ce qui est actuellement proposé. Ces incertitudes quant au moment de cette inversion du champ magnétique et du début du MMCO doivent être résolues pour mieux évaluer si le CRBG a joué un rôle causal dans le MMCO.

Malgré les incertitudes présentes dans les modèles d’âge du milieu du Miocène, les données proxy globales (47) indiquent que le MMCO s’est poursuivi pendant >1 Ma après l’arrêt de la majorité du volcanisme du CRBG (Fig. 5). Le décalage temporel entre l’arrêt du volcanisme et le retour à des conditions climatiques plus fraîches pourrait être compris comme une conséquence du long temps de réponse des rétroactions négatives au sein du cycle global du carbone qui régulent le CO2 atmosphérique et la température de la Terre à des échelles de temps géologiques. Ces rétroactions comprennent les interactions entre la température, l’altération chimique des minéraux silicatés continentaux et l’enfouissement du CO2 dans les sédiments carbonatés marins (48). Bien que la sensibilité de la rétroaction de l’altération des silicates reste mal comprise, les estimations récentes des temps de réponse varient de ~200 à 500 ka (49) et sont cohérentes avec la stabilisation du CO2 atmosphérique (c’est-à-dire le retour aux conditions de base) sur des échelles de temps d’environ 1 million d’années.

Notre modèle d’âge de la mise en place du CRBG raccourcit la durée du volcanisme de 1,9 Ma (4) à 750 ka et corrèle le début du volcanisme du CRBG et le début du MMCO à ~100 ka près. Une durée plus courte du volcanisme CRBG implique des émissions moyennes de CO2 plus élevées et des pics de concentration de CO2 plus élevés pendant le volcanisme, à comparer avec les enregistrements par procuration marins. Cependant, les enregistrements actuels de CO2 atmosphérique pendant le MMCO sont trop grossiers pour permettre une comparaison étroite avec l’histoire éruptive du CRBG, ce qui empêche d’évaluer si le CRBG a causé ou non le MMCO. De plus, l’établissement d’un lien quantitatif entre le volcanisme du CRBG et les changements du cycle global du carbone et du CO2 atmosphérique est entravé par les incertitudes concernant la quantité de CO2 émise par les basaltes d’inondation à partir du carbone dissous du manteau en plus des sources « cryptiques », telles que les sédiments organiques ou inorganiques volatilisés par le contact avec les coulées ou les sills basaltiques (7). Armstrong McKay et al. (7), en utilisant une durée éruptive de la phase principale du CRBG de 900 ka, modélisent que 4090 à 5670 Pg de carbone émis peuvent produire les changements observés dans le δ13C benthique et le CO2 atmosphérique, bien que cette quantité comprenne une composante substantielle de dégazage cryptique au-delà de la libération volatile attendue des coulées de basalte subaérien. Les études futures devraient se concentrer sur une révision plus poussée de l’échelle de temps du milieu du Miocène et sur un enregistrement climatique à haute résolution couvrant la durée de 700 ans du volcanisme du CRBG, afin d’explorer dans quelle mesure la chronologie du volcanisme du CRBG correspond aux changements du CO2 atmosphérique. De telles études conduiront à une meilleure compréhension du MMCO et à des modèles plus généraux reliant le volcanisme au changement climatique et pourraient être cruciales pour comprendre pourquoi certains basaltes inondés entraînent apparemment des extinctions de masse et d’autres pas.