Grupo de basalto del río Columbia - Columbia River Basalt Group

El grupo de basalto del río Columbia (incluidos los basaltos de Steen y Picture Gorge) se extiende sobre partes de cinco estados.

El Grupo de basalto del río Columbia es la provincia de basalto de inundación continental más joven, más pequeña y mejor conservada de la Tierra, y cubre más de 210.000 km 2 (81.000 millas cuadradas), principalmente el este de Oregón y Washington , el oeste de Idaho y parte del norte de Nevada . El grupo de basalto incluye las formaciones de basalto Steen y Picture Gorge.

Introducción

Durante la época del Mioceno medio a tardío , los basaltos de la inundación del río Columbia envolvieron alrededor de 163,700 km 2 (63,200 millas cuadradas) del noroeste del Pacífico , formando una gran provincia ígnea con un volumen estimado de 174,300 km 3 (41,800 millas cúbicas). Las erupciones fueron más vigorosas hace entre 17 y 14 millones de años, cuando se liberó más del 99 por ciento del basalto. Las erupciones menos extensas continuaron hace 14 a 6 millones de años.

La erosión resultante de las inundaciones de Missoula ha expuesto ampliamente estos flujos de lava, dejando al descubierto muchas capas de los flujos de basalto en Wallula Gap , la parte baja del río Palouse , el desfiladero del río Columbia y en todo el canal Scablands .

Se cree que el Grupo de basalto del río Columbia es un vínculo potencial con el Grupo Chilcotin en el centro-sur de la Columbia Británica , Canadá . Los sedimentos de la Formación Latah de Washington e Idaho están intercalados con varios flujos del Grupo de basalto del río Columbia y afloran en toda la región.

Las fechas absolutas, sujetas a una incertidumbre estadística, se determinan mediante datación radiométrica utilizando proporciones de isótopos como la datación 40 Ar / 39 Ar , que se puede utilizar para identificar la fecha de solidificación del basalto. En los depósitos de CRBG, 40 Ar, que se produce por desintegración de 40 K, solo se acumula después de que la masa fundida se solidifica.

Otros basaltos de inundación incluyen las trampas de Deccan (período Cretácico tardío ), que cubren un área de 500.000 km 2 (200.000 millas cuadradas) en el centro-oeste de la India ; las Trampas de Emeishan ( Pérmico ), que cubren más de 250.000 kilómetros cuadrados en el suroeste de China ; y trampas siberianas ( Pérmico tardío ) que cubren 2 millones de km 2 (800.000 millas cuadradas) en Rusia.

Formación del grupo de basalto del río Columbia

En algún momento durante un período de 10 a 15 millones de años, flujo de lava tras flujo de lava brotó de múltiples diques que trazan a lo largo de una antigua línea de falla que va desde el sureste de Oregon hasta el oeste de Columbia Británica. Las muchas capas de lava alcanzaron finalmente un espesor de más de 1,8 km (5.900 pies). A medida que la roca fundida salió a la superficie, la corteza terrestre se hundió gradualmente en el espacio dejado por la lava ascendente. Este hundimiento de la corteza produjo una gran llanura de lava ligeramente deprimida que ahora se conoce como la cuenca de Columbia o la meseta del río Columbia . La lava que avanzaba hacia el noroeste obligó al antiguo río Columbia a seguir su curso actual. La lava, a medida que fluía sobre el área, primero llenó los valles de los arroyos, formando presas que a su vez causaron embalses o lagos. En estos antiguos lechos de lagos se encuentran impresiones de hojas fósiles , madera petrificada , insectos fósiles y huesos de animales vertebrados.

En el Mioceno medio, 17 a 15 Ma, la meseta de Columbia y la cuenca y cordillera de Oregon del noroeste del Pacífico se inundaron con flujos de lava. Ambos flujos son similares tanto en composición como en edad, y se han atribuido a una fuente común, el hotspot de Yellowstone . La causa última del vulcanismo todavía está en debate, pero la idea más ampliamente aceptada es que la pluma del manto o el afloramiento (similar al asociado con el actual Hawái) inició el volcanismo basáltico extendido y voluminoso hace unos 17 millones de años. A medida que los materiales calientes de la pluma del manto se elevan y alcanzan presiones más bajas, los materiales calientes se derriten e interactúan con los materiales del manto superior , creando magma. Una vez que el magma atraviesa la superficie, fluye como lava y luego se solidifica en basalto.

Transición al vulcanismo de inundaciones

En el cañón del río Palouse, aguas abajo de Palouse Falls, los flujos Sentinel Bluffs de la Formación Grand Ronde se pueden ver en la parte inferior, cubiertos por el Ginkgo Flow del Wanapum Basalt.

Antes de hace 17,5 millones de años, los estratovolcanes de la cascada occidental entraron en erupción con regularidad periódica durante más de 20 millones de años, incluso como lo hacen hoy. Una abrupta transición a las inundaciones volcánicas en escudo tuvo lugar a mediados del Mioceno. Los flujos se pueden dividir en cuatro categorías principales: Steens Basalt, Grande Ronde Basalt, Wanapum Basalt y Saddle Mountains Basalt. Los diversos flujos de lava se han fechado mediante datación radiométrica, en particular mediante la medición de las proporciones de isótopos de potasio y argón. 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 (120 a 140 millas cúbicas).

La transición al vulcanismo de inundación en el Grupo de basalto del río Columbia (CRBG), similar a otras provincias ígneas grandes , también estuvo marcada por la carga atmosférica a través de la exsolución masiva y la emisión de volátiles, a través del proceso de desgasificación volcánica. Se ha medido cuantitativamente el análisis comparativo de las concentraciones de volátiles en los diques de alimentación de la fuente con las unidades de flujo extruidas asociadas para determinar la magnitud de la desgasificación exhibida en las erupciones de CRBG. De los más de 300 flujos individuales asociados con el CRBG, el flujo de Roza contiene algunos de los basaltos mejor conservados químicamente para el análisis de volátiles. Contenida dentro de la formación Wanapum, Roza es uno de los miembros más extensos del CRBG con un área de 40,300 kilómetros cuadrados y un volumen de 1,300 kilómetros cúbicos. Con valores de volátiles magmáticos asumidos en una concentración de 1 - 1,5 por ciento en peso para los diques de alimentación de la fuente, se calcula que la emisión de azufre para el flujo de Roza es del orden de 12 Gt (12,000 millones de toneladas) a una tasa de 1,2 Gt (1,200 millones de toneladas). ) anualmente, en forma de dióxido de azufre. Sin embargo, otra investigación a través del análisis petrológico ha arrojado valores de desgasificación de masa de SO2 del 0,12% al 0,28% de la masa total del magma erupcionada, lo que se traduce en estimaciones de emisiones más bajas en el rango de 9,2 Gt de dióxido de azufre para el flujo de Roza. Se ha calculado que el ácido sulfúrico , un subproducto del dióxido de azufre emitido y las interacciones atmosféricas, es de 1,7 Gt anuales para el flujo de Roza y 17 Gt en total. El análisis de las inclusiones de vidrio dentro de los fenocristales de los depósitos basálticos ha arrojado volúmenes de emisión de la magnitud de 310 Mt de ácido clorhídrico y 1,78 Gt de ácido fluorhídrico , adicionalmente.

Causa del vulcanismo

Los principales puntos calientes a menudo se remontan a eventos de inundación de basalto. En este caso, el evento inicial de inundación de basalto del hotspot de Yellowstone ocurrió cerca de Steens Mountain cuando comenzaron las erupciones Imnaha y Steens. A medida que la Placa de América del Norte se movía varios centímetros por año hacia el oeste, las erupciones avanzaban a través de la llanura del río Snake a través de Idaho y hacia Wyoming . De acuerdo con la hipótesis de los puntos calientes, los flujos de lava son progresivamente más jóvenes a medida que se avanza hacia el este por este camino.

Existe una confirmación adicional de que Yellowstone está asociado con un punto caliente profundo. Usando imágenes tomográficas basadas en ondas sísmicas, se han detectado columnas convectivas activas relativamente estrechas, profundamente asentadas bajo Yellowstone y varios otros puntos calientes. Estos penachos están mucho más concentrados que el afloramiento observado con la circulación de placas tectónicas a gran escala.

Ubicación del Hotspot de Yellowstone hace millones de años
Modelo de pluma de manto CRB-Yellowstone

La hipótesis de los puntos calientes no es universalmente aceptada ya que no ha resuelto varias cuestiones. La pista de vulcanismo del punto caliente de Yellowstone muestra un gran arco aparente en la pista del punto caliente que no corresponde a los cambios en el movimiento de las placas si se consideran las inundaciones del CRBG del norte. Además, las imágenes de Yellowstone muestran el estrechamiento de la pluma a 650 km (400 millas) y 400 km (250 millas), lo que puede corresponder a cambios de fase o puede reflejar efectos de viscosidad aún por entender. Se necesitarán recopilación de datos y modelos adicionales para lograr un consenso sobre el mecanismo real.

Velocidad de emplazamiento de basalto de inundación

El faro de Yaquina Head se asienta sobre el basalto de flujo de Ginkgo resistente a la erosión del Frenchman Springs Member a más de 500 km (310 millas) de su origen.

Los flujos del Grupo de basalto del río Columbia exhiben propiedades químicas esencialmente uniformes a través de la mayor parte de los flujos individuales, lo que sugiere una ubicación rápida. Ho y Cashman (1997) caracterizaron el flujo de Ginkgo de 500 km (310 millas) de largo del Frenchman Springs Member, determinando que se había formado en aproximadamente una semana, con base en la temperatura de fusión medida a lo largo del flujo desde el origen hasta la mayoría de los casos. punto distante del flujo, combinado con consideraciones hidráulicas. El basalto de Ginkgo se examinó a lo largo de su trayectoria de flujo de 500 km (310 millas) desde un dique alimentador de flujo de Ginkgo cerca de Kahlotus, Washington hasta el final del flujo en el Océano Pacífico en Yaquina Head , Oregon . El basalto tenía una temperatura de fusión superior de 1 095 ± 5 ° C y una temperatura más baja de 1 085 ± 5 ° C; esto indica que la caída máxima de temperatura a lo largo del flujo de Ginkgo fue de 20 ° C. La lava debe haberse extendido rápidamente para lograr esta uniformidad. Los análisis indican que el flujo debe permanecer laminar, ya que el flujo turbulento se enfriaría más rápidamente. Esto podría lograrse mediante el flujo laminar, que puede viajar a velocidades de 1 a 8 metros por segundo (2,2 a 17,9 mph) sin turbulencias y un enfriamiento mínimo, lo que sugiere que el flujo de Ginkgo ocurrió en menos de una semana. Los análisis de refrigeración / hidráulicos están respaldados por un indicador independiente; si se necesitaran períodos más largos, el agua externa de los ríos temporalmente represados ​​se inmiscuiría, lo que resultaría en tasas de enfriamiento más dramáticas y mayores volúmenes de lava almohadillada . El análisis de Ho es consistente con el análisis de Reidel, Tolan y Beeson (1997), quienes propusieron una duración máxima del emplazamiento del flujo de Pomona de varios meses en función del tiempo requerido para que los ríos se restablezcan en sus cañones después de una interrupción del flujo de basalto.

Datación de los flujos de basalto de inundación

Mirando hacia el sur en Hole in the Ground Coulee , Washington. El basalto superior es un flujo Priest Rapids Member que se encuentra sobre un flujo Roza Member, mientras que el cañón inferior expone una capa de basalto Grand Ronde.

Se utilizan tres herramientas principales para fechar los flujos de CRBG: estratigrafía, datación radiométrica y magnetoestratigrafía. Estas técnicas han sido clave para correlacionar datos de exposiciones de basalto dispares y muestras aburridas en cinco estados.

Los pulsos eruptivos importantes de lavas basálticas inundables se establecen estratigráficamente . Las capas se pueden distinguir por sus características físicas y composición química. A cada capa distinta se le asigna típicamente un nombre basado en el área (valle, montaña o región) donde esa formación está expuesta y disponible para su estudio. La estratigrafía proporciona un orden relativo (clasificación ordinal) de las capas CRBG.

Las fechas absolutas, sujetas a una incertidumbre estadística, se determinan mediante datación radiométrica utilizando proporciones de isótopos como la datación 40 Ar / 39 Ar , que se puede utilizar para identificar la fecha de solidificación del basalto. En los depósitos de CRBG, 40 Ar, que se produce por desintegración de 40 K, solo se acumula después de que la masa fundida se solidifica.

Partes de los basaltos de Grande Ronde, Wanapum y Saddle Mountains (en orden desde abajo) están expuestas en Wallula Gap .

La magnetoestratigrafía también se utiliza para determinar la edad. Esta técnica utiliza el patrón de zonas de polaridad magnética de capas CRBG en comparación con la escala de tiempo de polaridad magnética. Las muestras se analizan para determinar su magnetización remanente característica del campo magnético de la Tierra en el momento en que se depositó un estrato. Esto es posible a medida que los minerales magnéticos se precipitan en la masa fundida (cristalizan), se orientan con el campo magnético de la Tierra.

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. A medida que cada flujo se enfriaba por debajo de aproximadamente 500 ° C (932 ° F), capturaba la orientación del campo magnético: normal, invertida o en una de varias posiciones intermedias. La mayoría de los flujos se congelaron con una sola orientación magnética. Sin embargo, varios de los flujos, que se congelan desde las superficies superior e inferior, progresivamente hacia el centro, capturaron variaciones sustanciales en la dirección del campo magnético a medida que se congelaron. El cambio de dirección observado se informó como 50⁰ durante 15 días.

Los principales flujos del grupo de basalto del río Columbia

Steens basalto

Vista desde la cima de la montaña Steens, mirando hacia el desierto de Alvord con capas de basalto visibles en la cara erosionada.

Los flujos de Steens Basalt cubrieron aproximadamente 50,000 km 2 (19,000 millas cuadradas) de la meseta de Oregon en secciones de hasta 1 km (3,300 pies) de espesor. Contiene la erupción más antigua identificada de la gran provincia ígnea CRBG. La localidad tipo del basalto de Steens, que cubre una gran parte de la meseta de Oregon, es una cara de aproximadamente 1000 m (3300 pies) de Steens Mountain que muestra múltiples capas de basalto. El más antiguo de los flujos considerados parte del Grupo de basalto del río Columbia, el basalto de Steens, incluye flujos geográficamente separados pero aproximadamente concurrentes con los flujos de Imnaha. El basalto más antiguo de Imnaha al norte de la montaña Steens se superpone a los flujos más bajos químicamente distintos del basalto de Steens; por lo tanto, algunos flujos del Imnaha son estratigráficamente más jóvenes que el basalto de Steens más bajo.

Una inversión del campo geomagnético ocurrió durante las erupciones de Steens Basalt en aproximadamente 16.7 Ma, según la fecha usando edades de 40 Ar / 39 Ar y la escala de tiempo de polaridad geomagnética. Steens Mountain y las secciones relacionadas de los basaltos de inundación de Oregon Plateau en Catlow Peak y Poker Jim Ridge, de 70 a 90 km (43 a 56 millas) al sureste y oeste de Steens Mountain, proporcionan los datos de inversión de campo magnético más detallados (invertidos a lo normal transición de polaridad) aún reportado en rocas volcánicas.

La tendencia observada en los enjambres de diques alimentadores asociados con el flujo de Steens Basalt se considera atípica de otras tendencias de enjambres de diques asociados con el CRBG. Estos enjambres, caracterizados por una tendencia mantenida de N20 ° E, trazan la continuación hacia el norte de la zona de cizallamiento de Nevada y se han atribuido a un aumento magmático a través de esta zona a escala regional.

Imnaha basalto

Los segundos flujos más antiguos, el Imnaha Basalt, están expuestos en la localidad tipo: Imnaha, Oregon .

Prácticamente coetáneo con el más antiguo de los flujos, los flujos de basalto de Imnaha brotaron a lo largo del noreste de Oregón. Hubo 26 flujos importantes durante el período, uno aproximadamente cada 15.000 años. Aunque se estima que esto equivale a aproximadamente el 10% de los flujos totales, han sido enterrados bajo flujos más recientes y son visibles en pocos lugares. Se pueden ver a lo largo de los bancos inferiores del río Imnaha y el río Snake en el condado de Wallowa.

Las lavas Imnaha se han fechado utilizando la técnica K – Ar y muestran una amplia gama de fechas. El más antiguo es de 17,67 ± 0,32 Ma con flujos de lava más jóvenes que oscilan entre 15,50 ± 0,40 Ma. Aunque el basalto de Imnaha se superpone al basalto de Steens inferior, se ha sugerido que está intercalado con el basalto de Steens superior.

Basalto Grande Ronde

Montañas de silla de basalto diques penetrantes basaltos Grande Ronde.

El siguiente más antiguo de los flujos, de hace 17 millones a 15,6 millones de años, forma el Gran Ronde Basalt. Las unidades (zonas de flujo) dentro de Grande Ronde Basalt incluyen las unidades Meyer Ridge y Sentinel Bluffs. Los geólogos estiman que el basalto de Grande Ronde comprende aproximadamente el 85 por ciento del volumen de flujo total. Se caracteriza por una serie de diques llamados Chief Joseph Dike Swarm cerca de Joseph , Enterprise , Troy y Walla Walla a través de los cuales se produjo el afloramiento de lava (las estimaciones varían hasta 20.000 diques de este tipo). Muchos de los diques eran fisuras de 5 a 10 m (16 a 33 pies) de ancho y hasta 10 millas (16 km) de longitud, lo que permitía grandes cantidades de afloramiento de magma. Gran parte de la lava fluyó hacia el norte hacia Washington, así como por el canal del río Columbia hasta el Océano Pacífico ; los tremendos flujos crearon la meseta del río Columbia . El peso de este flujo (y el vaciado de la cámara de magma subyacente) hizo que el centro de Washington se hundiera, creando la amplia cuenca de Columbia en Washington. La localidad tipo de la formación es el cañón del río Grande Ronde . Los diques y flujos de basalto de Grande Ronde también se pueden ver en las paredes expuestas de 2,000 pies (610 m) de Joseph Canyon a lo largo de la Ruta 3 de Oregon .

La localidad tipo de Grande Ronde Basalt se encuentra a lo largo de la parte inferior de Grande Ronde, como se muestra aquí.

Los flujos de basalto de Grande Ronde se inundaron por el ancestral canal del río Columbia al oeste de las montañas Cascade . Se puede encontrar expuesto a lo largo del río Clackamas y en Silver Falls State Park, donde las cataratas se hunden sobre múltiples capas de basalto de Grande Ronde. Se puede encontrar evidencia de ocho flujos en las montañas Tualatin en el lado oeste de Portland.

Los flujos individuales incluyeron grandes cantidades de basalto. El flujo de McCoy Canyon del Sentinel Bluffs Member liberó 4.278 km 3 (1.026 millas cúbicas) de basalto en capas de 10 a 60 m (33 a 197 pies) de espesor. El flujo de Umtanum se ha estimado en 2.750 km 3 (660 millas cúbicas) en capas de 50 m (160 pies) de profundidad. El flujo de Pruitt Draw del Teepee Butte Member liberó unos 2.350 km 3 (560 millas cúbicas) con capas de basalto de hasta 100 m (330 pies) de espesor.

Tres grados del diablo en Moses Coulee , Washington. El basalto superior es el miembro de Roza, mientras que el cañón inferior expone el basalto del miembro de Frenchman Springs.
Priest Rapids Member expuesto en las paredes de Park Lake Side Canyon

Basalto de Wanapum

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). Se originaron en respiraderos entre Pendleton, Oregon y Hanford, Washington .

El Frenchman Springs Member fluyó por caminos similares a los de los basaltos de Grande Ronde, pero se puede identificar por diferentes características químicas. Fluyó hacia el oeste hasta el Pacífico y se puede encontrar en Columbia Gorge, a lo largo de la parte superior del río Clackamas, las colinas al sur de la ciudad de Oregon . y tan al oeste como Yaquina Head cerca de Newport, Oregon - una distancia de 750 km (470 millas).

Montañas de silla de montar de basalto

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 Los flujos del Miembro de la Montaña Elefante (hace 10,5 millones de años), los flujos del Miembro de 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).

Estructuras geológicas relacionadas

Altas llanuras de lava de Oregón

Ecorregiones de nivel IV en la Cuenca y Cordillera del Norte en Oregon, Idaho, Utah y Nevada. La región de color marrón claro numerada 80g representa las altas llanuras de lava

Camp & Ross (2004) observaron que Oregon High Lava Plains es un sistema complementario de propagación de erupciones de riolita, con el mismo punto de origen. Los dos fenómenos ocurrieron al mismo tiempo, con High Lava Plains propagándose hacia el oeste desde ~ 10 Ma, mientras que Snake River Plains se propagó hacia el este.

Ver también

Referencias

Fuentes

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enlaces externos