DISCUSSÃO
O nosso modelo etário fornece restrições quantitativas que devem ser satisfeitas por qualquer modelo geológico ou geodinâmico para o vulcanismo CRBG. Em particular, o mecanismo deve ser consistente com (i) duração da erupção de ~750 ka de 16,65 a 15,90 Ma; (ii) uma taxa média de efusão de 0,334 ± 0.042 km3/ano, com pulsos de >>1 km3/ano; (iii) erupções simultâneas na montanha Steens e nas aberturas de Basalto Imnaha a 300 km de distância; e (iv) uma taxa média de propagação geográfica linear da erupção de 0,37 ± 0,08 m/ano para o norte, dadas as distâncias entre as aberturas que originam o Imnaha através das erupções de Wanapum. Estes critérios, por si só, podem ser actualmente insuficientes para imprimir impressões digitais de uma pluma de manto ou origem relacionada com a subducção da CRBG, ambos os quais permitem a ocorrência de erupções neste período de tempo (13, 34). A taxa de propagação geográfica de 0,37 ± 0,08 m/ano para o vulcanismo CRBG também é compatível com qualquer um dos modelos: Uma pequena cabeça de pluma foi modelada para se propagar a 0,2 a 0,3 m/ano (35), enquanto o rasgo da laje proposto é modelado para se propagar a 0,45 m/ano (13). Esta taxa de propagação para norte é cerca de três vezes mais rápida do que as calculadas para os enxames de diques McDermitt e High Rock que se propagam para o sul da montanha Steens (0,12 e 0,14 m/ano, respectivamente) (36), mostrando que a propagação radial potencial da montanha Steens não ocorreu à mesma velocidade radial. É necessária mais modelagem com nossas novas restrições quantitativas para entender melhor o processo que permitiu a erupção de CRBG.
Determinar o tempo relativo do vulcanismo CRBG e o MMCO requer cronologias independentes que sejam igualmente precisas. No entanto, o início e meio do Mioceno é um dos períodos mais problemáticos no Neogene para o estabelecimento de cronologias independentes precisas em sedimentos marinhos devido à dificuldade em obter secções estratigráficas não perturbadas que produzam magnetostratigrafia, biostratigrafia, afinação astronómica e idades radiométricas fiáveis (20). Todas as escalas de tempo propostas para o meio do Mioceno dependem direta ou indiretamente da correlação com o GPTS, para o qual existem atualmente várias propostas, sendo a mais recente a Escala de Tempo Geológico (GTS) 2012 (20). A GTS 2012 foi derivada dos perfis de anomalias do fundo do mar das placas Antártica e Australiana e assumindo uma taxa de espalhamento relativamente constante sintonizada para dar uma idade de 23,03-Ma para o limite Oligocénico-Miocénico (20). O GTS 2012 rejeitou um registro astronomicamente ajustado do meio do Mioceno δ18O e a magnetostratigrafia do site ODP (Ocean Drilling Program) 1090 no Atlântico sul subantártico, cujo registro se estende da fronteira do Oligoceno-Mioceno até ~15,9 Ma, porque o registro ajustado rende idades para limites cronológicos que não atendem à suposição de taxas constantes de propagação do fundo do mar no Pacífico (20). O modelo de idade mais recente para a CRBG (4) tenta conciliar a geocronologia do 40Ar/39Ar com a GTS 2012. Entretanto, o modelo de idade resultante é inconsistente com o GPTS existente e necessita de refinamento (Fig. 4).
U-Pb geocronologia sugere uma linha de tempo da erupção para cada formação (a partir da Fig. 3), bem como uma GPTS revisada consistente com a magnetostratigrafia da CRBG . Estes são comparados com a cronologia eruptiva derivada da geocronologia 40Ar/39Ar (4) e diferentes calibrações GPTS (20, 37, 46). Dada a polaridade magnética dos diferentes membros estratigráficos, a geocronologia U-Pb restringe a idade de quatro limites cronológicos diferentes (linhas rectas), identificados com setas e idades com incertezas internas e constantes de decadência. Os limites cronológicos estimados são mostrados com linhas em ziguezague e ainda não são limitados pela geocronologia. Tonalidades mais claras de cor na coluna estratigráfica representam intervalos de polaridade invertidos na magnetostratigrafia de CRBG, também mostrados pela estratigrafia de inversão adjacente à direita de cada modelo de idade de CRBG. As estrelas indicam as idades de zircões mais jovens obtidas para cada amostra no estudo, e as letras marcam cada formação (S, Steens Basalt; I, Imnaha Basalt; GR, Grande Ronde Basalt; W, Wanapum Basalt). O diamante azul representa a idade da inversão de Steens obtida de Mahood e Benson (21), recalculada com a idade Sanidina de Fish Canyon de Kuiper et al. (22), para ser 16,603 ± 0,028/0,36 Ma, o que é consistente com nossos resultados.
Nosso novo modelo de idade para a CRBG permite uma correlação mais robusta da magnetostratigrafia da CRBG com as propostas existentes para o GPTS (Fig. 4). Entretanto, este exercício também indica que algumas propostas anteriores para o GPTS, incluindo o GTS 2012, estão em erro. Por exemplo, o modelo etário mais recente para a CRBG tem o Imnaha Basalt, que é totalmente polarizado, em erupção através de várias inversões magnéticas e, portanto, não é permitido. Da mesma forma, o modelo etário existente coloca o Grande Ronde Basalt, que registra dois intervalos invertidos e dois normais, dentro de um único cronograma normal. Em comparação, em nossa proposta de correlação ilustrada na Fig. 4, o Basalto Imnaha entrou em erupção inteiramente durante o cronógrafo C5Cn.3n, enquanto o Basalto Grande Ronde entrou em erupção durante C5Cn.2r-C5Cn.1n, consistente com a magnetostratigrafia observada nos basaltos.
Usando esta correlação de linha de base com o GPTS, podemos refinar quatro idades de reversão propostas (Fig. 4). Nossas idades no escalão Steens superior e inferior a “Steens Reversal” (entre magnetozonas R0 e N0, e crônicas C5Cr e C5Cn.3n), que podem ser conservadoramente limitadas a 16,637 ± 0,079/0,089 Ma (intervalos de confiança de 95% dados para incerteza interna/decadência constante). Esta estimativa se compara favoravelmente à estimativa de 16,603 ± 0,028/0,36 Ma obtida através da recente geocronologia sanidina-sanitária 40Ar/39Ar (21). As nossas amostras da base e do topo do Wapshilla Ridge Member limitam o tempo e fornecem uma duração mínima para C5Cn.1r, para começar não mais tarde que 16.288 ± 0.039/0.046 Ma, e para terminar não mais cedo que 16.210 ± 0.043/0.047 Ma, porque o Wapshilla Ridge Member compreende a maior parte do volume da segunda unidade magnetostratigráfica invertida do Grande Ronde Basalt (R2) (31). O fim do C5Cn.1n (N2) é bem limitado pela nossa idade de 15,895 ± 0,019/0,026 Ma para o topo do membro Roza magnetizado de transição, que imediatamente sobrepõe o membro francês normalmente magnetizado Springs, especialmente tendo em conta as estimativas anteriores de que o membro Roza entrou em erupção em apenas 14 anos (29). Nossos dados iniciais não identificam nenhum hiato significativo em erupções – não mais do que ~200 ka transcorrem entre quaisquer duas de nossas amostras, durante as quais se sabe que o vulcanismo está em andamento, embora não apresentemos dados de zircões desses intervalos (fig. S3). Portanto, a geocronologia de alta precisão pode ser usada para limitar as idades dos fluxos CRB caracterizados magneticamente e para refinar ainda mais o registro de inversões do campo magnético do mioceno médio. Nosso GPTS proposto também é consistente com o modelo de idade astronomicamente derivado para a estratigrafia de reversão magnética no local IODP (Integrated Ocean Drilling Program) U1335 no Pacífico equatorial (Fig. 4) (37), indicando uma verificação independente para nosso modelo de idade proposto para o GPTS.
Dadas as inconsistências descritas acima para o GPTS, demonstrando uma ligação entre a erupção do CRBG e o MMCO requer uma avaliação cuidadosa dos modelos de idade usados para desenvolver registros proxy através do MMCO. Por exemplo, o registro proxy δ11B para pco2 no site ODP 761 indica que o CO2 atmosférico aumenta a 16,5 Ma (8), o que concorda bem com a nossa sugestão de tempo para o início do vulcanismo volumoso Grande Ronde Basalt. Entretanto, o modelo de idade para o local 761 (38) depende de eventos biostratigráficos (39) ou isotópicos (40) ligados a calibrações do GPTS (41) que mostramos ser imprecisas. Trabalho recente descrevendo os registros δ13C e δ18O do site IODP U1337 identifica o início do MMCO em 16,9 Ma (42), o que precede nosso tempo para todas as erupções do CRBG. Este site tem um modelo de idade derivado de uma solução astronômica (43) sem controle radiométrico de idade ou uma magnetostratigrafia, adicionando assim subjetividade aos pontos de ligação isotópica escolhidos usados para calibrar a sintonia (44) e dificultando a correlação com nosso registro eruptivo.
Uma maneira de avançar é usar registros proxy de sites que contenham magnetostratigrafia confiável (37, 45). Os valores de δ18O bentônicos – um proxy para a temperatura do oceano profundo – dos sites 1090 (46) e U1335 (37) (Fig. 5) indicam que o declínio nos valores de δ18O começou durante o que é interpretado como C5Cr, atingindo um nadir (o MMCO) durante C5Cn.3n-C5Cn.1r. Embora atualmente seja difícil validar a identificação de C5Cr a partir do local 1090 dado o potencial de hiatos no registro, ela é corroborada pelo modelo astronômico de U1335 e é interpretada como sendo o mesmo cronograma em que as erupções de CRB começaram com o Basalto do Lower Steens. Embora o tempo absoluto do início do MMCO não possa ser confirmado pelos nossos dados, o registro astronomicamente ajustado de U1335 comparado à nossa geocronologia mostra que a diminuição em δ18O precedeu a erupção dos fluxos de lava de Steens Basalt por 100 a 200 ka. O vulcanismo CRBG pode ter desempenhado um papel no aquecimento global através da desgasificação críptica do CO2 à medida que o magma migrava através de enxames de diques antes das erupções superficiais (7). Alternativamente, o aparente descasamento entre o início do CRBG e o MMCO pode indicar que os dois eventos não estão relacionados. Independentemente disso, o mínimo de δ18O parece coexistir com a erupção do Grande Ronde Basalt, sugerindo que pode existir uma ligação. Outros trabalhos que refinam os modelos de idade para os registros de proxy climático através do MMCO e investiga as taxas de erupções para o CRBG são necessários antes que se possa determinar se o CRBG causou o MMCO. Embora nosso trabalho restrinja a idade do topo do crono C5Cr, ainda não existem restrições de idade absolutas para a parte inferior do C5Cr ou para o início do MMCO. Como o registro para U1335 tem um modelo astronômico de idade limitado por correlações isotópicas com o local U1337 (37, 42) e não tem uma idade absoluta definindo a base do cronógrafo C5Cr, uma correlação mais estreita do CRBG e MMCO poderia ser observada, particularmente se o cronógrafo começou mais tarde no tempo do que é proposto atualmente. Essas incertezas no tempo dessa inversão de campo magnético e no início do MMCO devem ser resolvidas para melhor avaliar se o CRBG desempenhou um papel causador no MMCO.
(A) Uma compilação de registros proxy exibindo o MMCO (47), com restrições de idade conforme relatado em cada estudo. Embora as idades sejam suscetíveis a incertezas na escala de tempo média do Mioceno, a magnitude dos sinais isotópicos não o é. (B) Para comparar os resultados da geocronologia do zircônio para erupções de CRBG com os registros proxy paleoclimados do MMCO, é necessário contornar modelos de idade vinculados a calibrações desatualizadas do GPTS. A robusta magnetostratigrafia dos locais 1090 (45, 46) e U1335 (37) permite a correlação destes registros isotópicos com a nossa cronologia de erupções CRBG e GPTS refinado. A área de cada retângulo colorido corresponde ao volume de cada formação (1) (S, Steens Basalt; I, Imnaha Basalt; GR, Grande Ronde Basalt; W, Wanapum Basalt), com largura limitada pela idade do zircônio (o limite inclinado indica que o início do vulcanismo de Steens Basalt ainda não está limitado); a polaridade dos fluxos de basalto é tirada de Reidel (1) e suas referências. O sombreamento amarelo compara os dados globais proxy de 17 a 16 Ma (sem um modelo de idade baseado na geocronologia absoluta) com eventos vulcânicos ocorrendo de 17 a 16 Ma, enquanto o sombreamento azul claro destaca o início do MMCO em ambos os registros com a queda em δ18O.
Apesar das incertezas presentes nos modelos de idade média do Mioceno, os dados de proxy global (47) indicam que o MMCO continuou por >1 Ma após a cessação da maioria do vulcanismo CRBG (Fig. 5). O intervalo de tempo entre a cessação do vulcanismo e um retorno a condições climáticas mais frias poderia ser entendido como uma consequência do longo tempo de resposta de feedbacks negativos dentro do ciclo global de carbono que regulam o CO2 atmosférico e a temperatura da Terra em escalas de tempo geológicas. Esses feedbacks incluem interações entre a temperatura, o envelhecimento químico dos minerais silicatos continentais e o enterramento do CO2 nos sedimentos carbonatados marinhos (48). Enquanto a sensibilidade do silicato meteorológico permanece mal compreendida, estimativas recentes de tempos de resposta variam de ~200 a 500 ka (49) e são consistentes com a estabilização do CO2 atmosférico (ou seja, retorno às condições de base) em escalas de tempo de ~1 milhão de anos.
O nosso modelo de idade de colocação de CRBG encurta a duração do vulcanismo de 1,9 Ma (4) a 750 ka e correlaciona o início do vulcanismo CRBG e o início do MMCO com ~100 ka. Uma menor duração do vulcanismo CRBG implica maiores emissões médias de CO2 e maiores picos de concentração de CO2 durante o vulcanismo, a serem comparados com os registros de substituição marinha. Entretanto, os registros proxy atuais do CO2 atmosférico durante o MMCO são muito grosseiros para uma comparação próxima com a história eruptiva do CRBG, inibindo ainda mais a capacidade de avaliar se o CRBG causou ou não o MMCO. Além disso, estabelecer uma ligação quantitativa entre o vulcanismo CRBG e as mudanças no ciclo global de carbono e o CO2 atmosférico é dificultado por incertezas na quantidade de CO2 emitida pelos basaltos de inundação do carbono do manto dissolvido, além de fontes “crípticas”, tais como sedimentos orgânicos ou inorgânicos volatilizados pelo contato com fluxos ou peitoris basálticos (7). Armstrong McKay et al. (7), usando um CRBG de fase principal com duração eruptiva de 900 ka, modelo que 4090 a 5670 Pg de carbono emitido pode produzir as mudanças observadas no bentónico δ13C e no CO2 atmosférico, embora esta quantidade inclua um componente substancial de desgaseificação críptica além da libertação volátil esperada de fluxos subaéreos de basalto. Estudos futuros devem focar uma revisão adicional da escala de tempo média do Mioceno e um registro de proxy climático de alta resolução abrangendo a duração de 700-ka do vulcanismo CRBG para explorar até que ponto o timing do vulcanismo CRBG concorda com as mudanças no CO2 atmosférico. Tais estudos levarão a uma melhor compreensão do MMCO e de modelos mais gerais que ligam o vulcanismo às mudanças climáticas e podem ser cruciais para entender porque alguns basaltos de inundação aparentemente resultam em extinções em massa e outros não.