DISCUSSIONE
Il nostro modello di età fornisce vincoli quantitativi che devono essere soddisfatti da qualsiasi modello geologico o geodinamico per il vulcanismo CRBG. In particolare, il meccanismo deve essere coerente con (i) la durata dell’eruzione di ~750 ka da 16,65 a 15,90 Ma; (ii) un tasso medio di effusione di 0,334 ± 0.042 km3/anno, con impulsi di >>1 km3/anno; (iii) eruzioni simultanee a Steens Mountain e nelle bocche di basalto Imnaha a 300 km di distanza; e (iv) un tasso medio di propagazione geografica lineare dell’eruzione di 0,37 ± 0,08 m/anno verso nord, date le distanze tra le bocche di sorgente Imnaha attraverso le eruzioni Wanapum. Questi criteri da soli possono essere attualmente insufficienti per identificare un pennacchio di mantello o un’origine legata alla subduzione del CRBG, entrambi i quali permettono alle eruzioni di verificarsi in questo lasso di tempo (13, 34). Il tasso di propagazione geografica di 0,37 ± 0,08 m/anno per il vulcanismo CRB è anche compatibile con entrambi i modelli: Una piccola testa di pennacchio è stata modellata per diffondersi a 0,2-0,3 m/anno (35), mentre la lacerazione dello slab proposta è modellata per propagarsi a 0,45 m/anno (13). Questa velocità di propagazione verso nord è circa tre volte più veloce di quelle calcolate per gli sciami di dike McDermitt e High Rock che si propagano a sud della Steens Mountain (0.12 e 0.14 m/anno, rispettivamente) (36), mostrando che la potenziale propagazione radiale dalla Steens Mountain non si è verificata alla stessa velocità radiale. Ulteriori modellizzazioni con i nostri nuovi vincoli quantitativi sono necessari per comprendere meglio il processo che ha permesso l’eruzione del CRBG.
Determinare i tempi relativi del vulcanismo del CRBG e della MMCO richiede cronologie indipendenti che siano altrettanto precise. Tuttavia, l’inizio e la metà del Miocene è uno dei periodi più problematici del Neogene per stabilire precise cronologie indipendenti nei sedimenti marini a causa della difficoltà di ottenere sezioni stratigrafiche indisturbate che rendano affidabili la magnetostratigrafia, la biostratigrafia, la sintonizzazione astronomica e le età radiometriche (20). Tutte le scale temporali proposte per il medio-Miocene dipendono direttamente o indirettamente dalla correlazione con la GPTS, per la quale esistono attualmente diverse proposte, la più recente delle quali è la Geologic Time Scale (GTS) 2012 (20). La GTS 2012 è stata derivata dai profili delle anomalie dei fondali marini delle placche antartiche e australiane e assumendo un tasso di diffusione relativamente costante, sintonizzato per dare un’età di 23,03 Ma per il confine Oligocene-Miocene (20). GTS 2012 ha respinto un record astronomicamente sintonizzato di δ18O e magnetostratigrafia del medio-Miocene dal sito 1090 dell’ODP (Ocean Drilling Program) nell’Atlantico meridionale subantartico, il cui record si estende dal confine Oligocene-Miocene a ~ 15,9 Ma, perché il record sintonizzato produce età per i confini cronici che non soddisfano l’ipotesi di tassi di diffusione costante del fondo marino nel Pacifico (20). Il modello di età più recente per il CRBG (4) cerca di conciliare la geocronologia 40Ar/39Ar con la GTS 2012. Tuttavia, il modello di età risultante è incoerente con il GPTS esistente e ha bisogno di essere perfezionato (Fig. 4).
La geocronologia U-Pb suggerisce una timeline dell’eruzione per ogni formazione (da Fig. 3) così come una GPTS rivista coerente con la magnetostratigrafia CRBG . Questi sono confrontati con la cronologia eruttiva derivata dalla geocronologia 40Ar/39Ar (4) e diverse calibrazioni GPTS (20, 37, 46). Data la polarità magnetica dei diversi membri stratigrafici, la geocronologia U-Pb vincola l’età di quattro diversi confini cronologici (linee rette), identificati con frecce ed età con incertezze interne e costante di decadimento. I confini cronologici stimati sono mostrati con linee a zig zag e non sono ancora vincolati dalla geocronologia. Le tonalità di colore più chiare nella colonna stratigrafica rappresentano intervalli di polarità invertita nella magnetostratigrafia CRBG, mostrata anche dalla stratigrafia inversa adiacente a destra di ogni modello di età CRBG. Le stelle indicano le più giovani età di zircone ottenute per ogni campione nello studio, e le lettere etichettano ogni formazione (S, Steens Basalt; I, Imnaha Basalt; GR, Grande Ronde Basalt; W, Wanapum Basalt). Il diamante blu rappresenta l’età dell’inversione di Steens ottenuta da Mahood e Benson (21), ricalcolata con l’età di Fish Canyon Sanidine di Kuiper et al. (22), per essere 16,603 ± 0,028/0,36 Ma, che è coerente con i nostri risultati.
Il nostro nuovo modello di età per il CRBG permette una correlazione più robusta della magnetostratigrafia del CRBG con le proposte esistenti per il GPTS (Fig. 4). Tuttavia, questo esercizio indica anche che alcune proposte precedenti per il GPTS, tra cui GTS 2012, sono in errore. Per esempio, il modello di età più recente per il CRBG ha il basalto Imnaha, che è interamente polarizzato normalmente, che erutta attraverso diverse inversioni magnetiche e quindi non è ammissibile. Allo stesso modo, il modello di età esistente colloca il Grande Ronde Basalt, che registra due inversioni e due intervalli normali, all’interno di un unico cron normale. Per confronto, nella nostra proposta di correlazione illustrata in Fig. 4, il Basalto Imnaha ha eruttato interamente durante il cron C5Cn.3n, mentre il Basalto Grand Ronde ha eruttato durante il cron C5Cn.2r-C5Cn.1n, coerente con la magnetostratigrafia osservata nei basalti.
Usando questa correlazione di base con il GPTS, possiamo raffinare quattro età di inversione proposte (Fig. 4). Le nostre età nell’Upper e Lower Steens si collocano nel “Steens Reversal” (tra le magnetozone R0 e N0, e i chrons C5Cr e C5Cn.3n), che può essere conservativamente limitato a 16.637 ± 0.079/0.089 Ma (intervalli di confidenza al 95% dati per l’incertezza interna/incertezza della costante di decadimento). Questa stima si confronta favorevolmente con la stima di 16.603 ± 0.028/0.36 Ma ottenuta attraverso la recente geocronologia 40Ar/39Ar della sanidina (21). I nostri campioni dalla base e dalla cima del Wapshilla Ridge Member vincolano la tempistica e forniscono una durata minima per C5Cn.1r, per iniziare non più tardi di 16.288 ± 0.039/0.046 Ma, e per finire non prima di 16.210 ± 0.043/0.047 Ma, perché il Wapshilla Ridge Member comprende la maggior parte del volume della seconda unità magnetostratigrafica inversa del Grande Ronde Basalt (R2) (31). La fine di C5Cn.1n (N2) è ben vincolata dalla nostra età di 15.895 ± 0.019/0.026 Ma per la cima del Membro Roza magnetizzato in modo transitorio, che si sovrappone immediatamente al Membro Frenchman Springs normalmente magnetizzato, specialmente se si considerano le stime precedenti che il Membro Roza ha eruttato in appena 14 anni (29). I nostri dati iniziali non identificano alcuno iato significativo nelle eruzioni – non più di ~ 200 ka passano tra due dei nostri campioni, durante i quali il vulcanismo è noto per essere in corso, anche se non presentiamo dati zirconici da questi intervalli (fig. S3). Pertanto, la geocronologia ad alta precisione può essere utilizzata per legare le età dei flussi CRB magneticamente caratterizzati e per raffinare ulteriormente il record delle inversioni di campo magnetico del medio-Miocene. La nostra proposta di GPTS è anche coerente con il modello di età derivato astronomicamente per la stratigrafia di inversione magnetica al sito IODP (Integrated Ocean Drilling Program) U1335 nel Pacifico equatoriale (Fig. 4) (37), indicando una verifica indipendente per il nostro modello di età proposto per il GPTS.
Viste le incongruenze sopra descritte per il GPTS, dimostrare un legame tra l’eruzione del CRBG e la MMCO richiede un’attenta valutazione dei modelli di età utilizzati per sviluppare record proxy attraverso la MMCO. Per esempio, il record proxy δ11B per la pco2 al sito ODP 761 indica che la CO2 atmosferica aumenta a 16,5 Ma (8), che concorda bene con la tempistica suggerita per l’inizio del vulcanismo voluminoso del Grande Ronde Basalt. Tuttavia, il modello di età per il sito 761 (38) dipende da eventi biostratigrafici (39) o isotopici (40) legati a calibrazioni del GPTS (41) che abbiamo dimostrato essere inaccurate. Un lavoro recente che descrive i record δ13C e δ18O del sito IODP U1337 identifica l’inizio della MMCO a 16.9 Ma (42), che precede la nostra tempistica per tutte le eruzioni CRBG. Questo sito ha un modello di età derivato da una soluzione astronomica (43) senza controllo radiometrico dell’età o una magnetostratigrafia, aggiungendo così soggettività ai punti di legame isotopici scelti usati per calibrare la sintonizzazione (44) e rendendo difficile la correlazione con il nostro record eruttivo.
Una via da seguire è quella di usare i record proxy da siti che contengono una magnetostratigrafia affidabile (37, 45). I valori bentonici δ18O – una proxy per la temperatura dell’oceano profondo – dai siti 1090 (46) e U1335 (37) (Fig. 5) indicano che il declino dei valori δ18O è iniziato durante quello che è interpretato come C5Cr, raggiungendo un nadir (il MMCO) durante C5Cn.3n-C5Cn.1r. Mentre è attualmente difficile convalidare l’identificazione di C5Cr dal sito 1090, dato il potenziale di iato nel record, esso è corroborato dal modello astronomico di U1335 e viene interpretato come lo stesso cron in cui sono iniziate le eruzioni CRB con il Basalto Inferiore di Steens. Anche se la tempistica assoluta dell’inizio della MMCO non può essere confermata dai nostri dati, il record sintonizzato astronomicamente da U1335 confrontato con la nostra geocronologia mostra che la diminuzione del δ18O ha preceduto l’eruzione delle colate di lava di Steens Basalt di 100-200 ka. Il vulcanismo CRBG potrebbe aver giocato un ruolo nell’innescare il riscaldamento globale attraverso il degassamento criptico di CO2 mentre il magma migrava attraverso gli sciami di dike prima delle eruzioni in superficie (7). In alternativa, l’apparente discrepanza tra l’inizio della CRBG e la MMCO può indicare che i due eventi non sono collegati. Indipendentemente da ciò, il minimo δ18O sembra coevo all’eruzione del Grande Ronde Basalt, suggerendo che un collegamento può esistere. Ulteriori lavori che raffinano i modelli di età per i proxy del clima attraverso la MMCO e indagano sui tassi di eruzione del CRBG sono necessari prima di poter determinare se il CRBG ha causato la MMCO. Mentre il nostro lavoro vincola l’età della parte superiore del chron C5Cr, non ci sono ancora vincoli di età assoluta né per la parte inferiore del C5Cr né per l’inizio della MMCO. Poiché il record di U1335 ha un modello di età astronomica vincolato da correlazioni isotopiche con il sito U1337 (37, 42) e non ha un’età assoluta che definisca la base del cron C5Cr, si potrebbe osservare una più stretta correlazione del CRBG e della MMCO, in particolare se il cron è iniziato più tardi nel tempo di quanto attualmente proposto. Queste incertezze sui tempi di questa inversione del campo magnetico e l’inizio della MMCO devono essere risolte per valutare meglio se la CRBG ha giocato un ruolo causale nella MMCO.
(A) Una compilazione di record proxy che mostrano la MMCO (47), con vincoli di età come riportato in ogni studio. Anche se le età sono suscettibili di incertezze nella scala temporale del medio-Miocene, la grandezza dei segnali isotopici non lo è. (B) Per confrontare i risultati della geocronologia degli zirconi per le eruzioni CRBG con i proxy record paleoclimatici della MMCO, è necessario aggirare i modelli di età legati a calibrazioni obsolete del GPTS. La robusta magnetostratigrafia dei siti 1090 (45, 46) e U1335 (37) permette la correlazione di questi record isotopici alla nostra cronologia di eruzione CRBG e al GPTS raffinato. L’area di ogni rettangolo colorato corrisponde al volume di ogni formazione (1) (S, Steens Basalt; I, Imnaha Basalt; GR, Grande Ronde Basalt; W, Wanapum Basalt), con larghezza vincolata da età zircone (il confine inclinato indica che l’inizio del vulcanismo Steens Basalt non è ancora vincolato); la polarità dei flussi di basalto è presa da Reidel (1) e riferimenti ivi. L’ombreggiatura gialla confronta i dati proxy globali a 17-16 Ma (privi di un modello di età basato sulla geocronologia assoluta) con gli eventi vulcanici che si verificano da 17 a 16 Ma, mentre l’ombreggiatura azzurra evidenzia l’inizio della MMCO in entrambi i record con il calo del δ18O.
Nonostante le incertezze presenti nei modelli di età del medio-Miocene, i dati proxy globali (47) indicano che la MMCO è continuata per >1 Ma dopo la cessazione della maggior parte del vulcanismo CRBG (Fig. 5). L’intervallo di tempo tra la cessazione del vulcanismo e il ritorno a condizioni climatiche più fresche potrebbe essere compreso come una conseguenza del lungo tempo di risposta dei feedback negativi all’interno del ciclo globale del carbonio che regolano la CO2 atmosferica e la temperatura della Terra su scale temporali geologiche. Questi feedback includono le interazioni tra la temperatura, l’erosione chimica dei minerali di silicato continentali e l’interramento di CO2 nei sedimenti marini di carbonato (48). Mentre la sensibilità del feedback dell’erosione dei silicati rimane poco compresa, stime recenti per i tempi di risposta variano da ~200 a 500 ka (49) e sono coerenti con la stabilizzazione della CO2 atmosferica (cioè, il ritorno alle condizioni di base) su scale temporali di ~1 milione di anni.
Il nostro modello di età della formazione delle CRBG riduce la durata del vulcanismo da 1,9 Ma (4) a 750 ka e correla l’inizio del vulcanismo delle CRBG e l’inizio della MMCO a ~100 ka. Una durata più breve del vulcanismo CRBG implica emissioni medie di CO2 più elevate e concentrazioni di CO2 di picco più elevate durante il vulcanismo, da confrontare con i dati marini. Tuttavia, le attuali registrazioni di proxy per la CO2 atmosferica durante la MMCO sono troppo grossolane per un confronto ravvicinato con la storia eruttiva della CRBG, inibendo ulteriormente la capacità di valutare se la CRBG abbia o meno causato la MMCO. Inoltre, stabilire un legame quantitativo tra il vulcanismo della CRBG e i cambiamenti nel ciclo globale del carbonio e la CO2 atmosferica è ostacolato dalle incertezze nella quantità di CO2 emessa dai basalti alluvionali dal carbonio disciolto nel mantello, oltre alle fonti “criptiche”, come i sedimenti organici o inorganici volatilizzati attraverso il contatto con i flussi basaltici o i sills (7). Armstrong McKay et al. (7), usando una durata eruttiva della fase principale del CRBG di 900 ka, modellano che da 4090 a 5670 Pg di carbonio emesso possono produrre i cambiamenti osservati nel δ13C bentonico e nella CO2 atmosferica, anche se questa quantità include una componente sostanziale di degassamento criptico oltre il rilascio volatile previsto dei flussi basaltici subaerei. Gli studi futuri dovrebbero concentrarsi su un’ulteriore revisione della scala temporale del medio-Miocene e su un record di proxy climatici ad alta risoluzione che copra la durata di 700-ka del vulcanismo CRBG per esplorare la misura in cui i tempi del vulcanismo CRBG concordino con i cambiamenti di CO2 atmosferica. Tali studi porteranno a una migliore comprensione della MMCO e a modelli più generali che collegano il vulcanismo ai cambiamenti climatici e potrebbero essere cruciali per capire perché alcuni basalti alluvionali apparentemente portano a estinzioni di massa e altri no.