El Grupo de Basalto del Río Columbia (CRBG) es la provincia de basalto de inundación continental más joven, más pequeña y una de las mejor conservadas de la Tierra, y cubre más de 210.000 km2 ( 81.000 millas cuadradas), principalmente el este de Oregón y Washington , el oeste de Idaho y parte del norte. Nevada . [1] El grupo de basalto incluye las formaciones de basalto Steens y Picture Gorge.
Durante la época del Mioceno medio y tardío , los basaltos de inundación del río Columbia engulleron 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 17 a 14 millones de años, cuando se liberó más del 99 por ciento del basalto. Erupciones menos extensas continuaron hace 14 a 6 millones de años. [2]
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 , la garganta del río Columbia y a lo largo de Channeled Scablands .
Se cree que el Grupo de Basalto del Río Columbia es un vínculo potencial con el Grupo Chilcotin en el centro-sur de Columbia Británica , Canadá . [3] 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 relaciones isotópicas como la datación 40 Ar/ 39 Ar , que se puede utilizar para identificar la fecha de solidificación del basalto. En los depósitos de CRBG, el 40 Ar, que se produce mediante la desintegración de 40 K, sólo se acumula después de que la masa fundida se solidifica. [4]
Otros basaltos de inundación incluyen las trampas del Deccan ( período Cretácico tardío ), que cubren un área de 500.000 km2 ( 200.000 millas cuadradas) en el centro-oeste de la India ; las Trampas de Emeishan ( Pérmico ), que abarcan más de 250.000 kilómetros cuadrados en el suroeste de China ; y las Trampas Siberianas ( Pérmico tardío ) que cubren 2 millones de km 2 (800.000 millas cuadradas) en Rusia .
En algún momento durante un período de 10 a 15 millones de años, un flujo de lava tras otro se derramó de múltiples diques que se extienden a lo largo de una antigua falla que va desde el sureste de Oregón hasta el oeste de Columbia Británica. [ cita necesaria ] Las numerosas capas de lava finalmente alcanzaron un espesor de más de 1,8 km (5900 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 Cuenca de Columbia o 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 la zona, primero llenó los valles de los arroyos, formando presas que a su vez provocaron embalses o lagos. En estos antiguos lechos de lagos se encuentran impresiones de hojas fósiles , madera petrificada , insectos fósiles y huesos de animales vertebrados. [5] [6]
En el Mioceno medio, hace 17 a 15 millones de años, la meseta de Columbia y la cuenca y cordillera de Oregón 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 punto crítico de Yellowstone . La causa última del vulcanismo aún está en debate, pero la idea más aceptada es que la pluma o afloramiento del manto (similar a la asociada con el actual Hawaii) inició el extenso y voluminoso vulcanismo basáltico 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 sale a la superficie, fluye como lava y luego se solidifica en basalto. [7]
Antes de hace 17,5 millones de años, los estratovolcanes de Western Cascade entraron en erupción con regularidad periódica durante más de 20 millones de años, tal como lo hacen hoy. A mediados del Mioceno se produjo una transición abrupta para proteger las inundaciones volcánicas . 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 . [8] La provincia de basalto de inundación del río Columbia comprende más de 300 flujos de lava basáltica individuales que tienen un volumen promedio de 500 a 600 kilómetros cúbicos (120 a 140 millas cúbicas). [9]
La transición al vulcanismo de inundación en el Grupo de Basalto del Río Columbia (CRBG), [10] similar a otras grandes provincias ígneas , también estuvo marcada por la carga atmosférica a través de la exsolución masiva y emisión de volátiles, a través del proceso de desgasificación volcánica. Se han medido cuantitativamente análisis comparativos 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. Roza, contenida dentro de la formación Wanapum, es uno de los miembros más extensos del CRBG con una superficie de 40.300 kilómetros cuadrados y un volumen de 1.300 kilómetros cúbicos. [11] Con valores de volátil magmático asumidos en una concentración de 1 a 1,5 por ciento en peso para los diques alimentadores de fuentes, 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) al año, en forma de dióxido de azufre (SO2). [12] Sin embargo, otras investigaciones a través de análisis petrológicos han arrojado valores de desgasificación de la masa de SO2 del 0,12% al 0,28% de la masa total del magma en erupción, lo que se traduce en estimaciones de emisiones más bajas en el rango de 9,2Gt de dióxido de azufre para el flujo de Roza. [13] Se ha calculado que el ácido sulfúrico , un subproducto de la emisión de dióxido de azufre y de las interacciones atmosféricas, es de 1,7 Gt anuales para el flujo de Roza y 17 Gt en total. [14] 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. [14]
Los principales puntos críticos a menudo se remontan a inundaciones de basalto. En este caso, la inundación inicial de basalto del hotspot de Yellowstone ocurrió cerca de la montaña Steens 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 avanzaron a través de la llanura del río Snake a través de Idaho y hacia Wyoming . De acuerdo con la hipótesis del punto caliente, los flujos de lava son progresivamente más jóvenes a medida que se avanza hacia el este por este camino. [15] Antes de este período eruptivo, se cree que el Hotspot de Yellowstone creó características como Smith Rock en el centro de Oregón y quizás otro evento de inundación de basalto conocido como Siletzia que subyace a gran parte de la costa noroeste del Pacífico con exposiciones en la Cordillera de la Costa de Oregón . [16] [17]
Hay confirmación adicional de que Yellowstone está asociado con un punto caliente profundo. Utilizando imágenes tomográficas basadas en ondas sísmicas, se han detectado penachos convectivos activos, relativamente estrechos y profundamente arraigados bajo Yellowstone y varios otros puntos calientes. Estas columnas están mucho más enfocadas que el afloramiento observado con la circulación de placas tectónicas a gran escala. [18]
La hipótesis del punto caliente no es universalmente aceptada porque no ha resuelto varias cuestiones. La trayectoria del vulcanismo del punto caliente de Yellowstone muestra un gran arco aparente en la trayectoria del punto caliente que no corresponde a cambios en el movimiento de las placas si se consideran las inundaciones del CRBG del norte. Además, las imágenes de Yellowstone muestran un estrechamiento de la columna a 650 km (400 millas) y 400 km (250 millas), que puede corresponder a cambios de fase o reflejar efectos de viscosidad aún por comprender. Será necesaria una recopilación de datos adicional y más modelos para lograr un consenso sobre el mecanismo real. [19]
Los flujos del grupo de basalto del río Columbia exhiben propiedades químicas esencialmente uniformes en la mayor parte de los flujos individuales, lo que sugiere una ubicación rápida. Ho y Cashman (1997) [20] caracterizaron el flujo de Ginkgo de 500 km (310 millas) de largo del miembro Frenchman Springs, determinando que se había formado en aproximadamente una semana, basándose en la temperatura de fusión medida a lo largo del flujo desde el origen. hasta el punto más distante del flujo, combinado con consideraciones hidráulicas. El basalto de Ginkgo se examinó a lo largo de su recorrido 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 , Oregón . El basalto tuvo una temperatura de fusión superior de 1 095 ± 5 °C y una temperatura inferior 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 debió extenderse 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 un 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 se produjo en menos de una semana. Los análisis de refrigeración/hidráulica están respaldados por un indicador independiente; Si se requirieran períodos más prolongados, se introduciría agua externa de ríos represados temporalmente, lo que daría como resultado tasas de enfriamiento más dramáticas y mayores volúmenes de lava en forma de almohada . El análisis de Ho es consistente con el análisis de Reidel, Tolan y Beeson (1994), [21] quienes propusieron una duración máxima del emplazamiento del flujo de Pomona de varios meses basada en el tiempo requerido para que los ríos se restablezcan en sus cañones luego de una interrupción del flujo de basalto. . [20] : 403–406 [21] : 1–18
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 dispares a basalto y muestras perforadas en cinco estados.
Los principales pulsos eruptivos de lavas basálticas inundadas se establecen estratigráficamente . Las capas se pueden distinguir por sus características físicas y composición química. A cada capa distinta generalmente se le asigna un nombre basado generalmente 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 relaciones isotópicas como la datación 40 Ar/ 39 Ar , que se puede utilizar para identificar la fecha de solidificación del basalto. En los depósitos de CRBG, el 40 Ar, que se produce mediante la desintegración de 40 K, sólo se acumula después de que la masa fundida se solidifica. [22]
La magnetoestratigrafía también se utiliza para determinar la edad. Esta técnica utiliza el patrón de zonas de polaridad magnética de las capas CRBG en comparación con la escala de tiempo de polaridad magnética. Las muestras se analizan para determinar su característica magnetización remanente del campo magnético de la Tierra en el momento en que se depositó un estrato. Esto es posible porque los minerales magnéticos precipitan en la masa fundida (cristalizan) y se orientan con el campo magnético de la Tierra. [23]
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 única orientación magnética. Sin embargo, varios de los flujos, que se congelan tanto desde la superficie superior como desde la inferior, progresivamente hacia el centro, capturaron variaciones sustanciales en la dirección del campo magnético a medida que se congelaban. El cambio de dirección observado fue de 50⁰ en 15 días. [24]
Los flujos de basalto de Steens cubrieron aproximadamente 50.000 km2 ( 19.000 millas cuadradas) de la meseta de Oregón en secciones de hasta 1 km (3300 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 Oregón, es una cara de aproximadamente 1000 m (3300 pies) de la montaña Steens 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 de Imnaha más antiguo al norte de la montaña Steens se superpone a los flujos más bajos químicamente distintos de basalto de Steens; por lo tanto, algunos flujos del Imnaha son estratigráficamente más jóvenes que el basalto de Steens más bajo. [25]
Se produjo una inversión del campo geomagnético durante las erupciones de Steens Basalt en aproximadamente 16,7 Ma, fechadas utilizando edades 40 Ar/ 39 Ar y la escala de tiempo de polaridad geomagnética. [26] Steens Mountain y secciones relacionadas de basaltos de inundación de la meseta de Oregón en Catlow Peak y Poker Jim Ridge, de 70 a 90 km (43 a 56 millas) al sureste y al oeste de Steens Mountain, proporcionan los datos más detallados de inversión del campo magnético (invertido- transición de polaridad a normal) aún reportado en rocas volcánicas. [27]
La tendencia observada en los enjambres de diques de alimentación 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 corte de Nevada y se han atribuido al ascenso magmático a través de esta zona a escala regional. [28]
Prácticamente contemporáneos del 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 representa alrededor del 10% de los flujos totales, han quedado enterrados bajo flujos más recientes y son visibles en pocos lugares. [29] Se pueden ver a lo largo de los bancos inferiores del río Imnaha y el río Snake en el condado de Wallowa. [30]
Las lavas de Imnaha han sido datadas utilizando la técnica K-Ar y muestran una amplia gama de fechas. El más antiguo tiene 17,67 ± 0,32 Ma y los flujos de lava más jóvenes oscilan entre 15,50 ± 0,40 Ma. Aunque Imnaha Basalt se superpone al Lower Steens Basalt, se ha sugerido que está intercalado con Upper Steens Basalt. [31]
El siguiente flujo más antiguo, de hace 17 millones a 15,6 millones de años, constituye el Grande Ronde Basalt. Las unidades (zonas de flujo) dentro de Grande Ronde Basalt incluyen las unidades Meyer Ridge y Sentinel Bluffs. Los geólogos estiman que Grande Ronde Basalt comprende alrededor del 85 por ciento del volumen total del flujo. 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 largo, lo que permitía el afloramiento de grandes cantidades 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) provocó que el centro de Washington se hundiera, creando la amplia Cuenca de Columbia en Washington. [32] [33] La localidad tipo de la formación es el cañón del río Grande Ronde . Los flujos de basalto y los diques de Grande Ronde también se pueden ver en las paredes expuestas de 610 m (2000 pies) de Joseph Canyon a lo largo de la Ruta 3 de Oregón . [34]
Los flujos de basalto de Grande Ronde inundaron el ancestral canal del río Columbia al oeste de las Montañas Cascade . Se puede encontrar expuesto a lo largo del río Clackamas y en el Parque Estatal Silver Falls , donde las cataratas caen sobre múltiples capas de basalto Grande Ronde. Se pueden encontrar evidencias de ocho flujos en las montañas Tualatin en el lado oeste de Portland. [35]
Los flujos individuales incluyeron grandes cantidades de basalto. El flujo de McCoy Canyon del miembro Sentinel Bluffs 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 miembro Teepee Butte liberó alrededor de 2350 km 3 (560 millas cúbicas) con capas de basalto de hasta 100 m (330 pies) de espesor. [36]
El basalto Wanapum 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). [37] Se originaron en respiraderos entre Pendleton, Oregon y Hanford, Washington .
El miembro Frenchman Springs fluyó por caminos similares a los basaltos de Grande Ronde, pero puede identificarse 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 . [38] y tan al oeste como Yaquina Head cerca de Newport, Oregon , una distancia de 750 km (470 millas). [39]
El basalto de las montañas Saddle, visto 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 Fluye el miembro de la Montaña Elefante (hace 10,5 millones de años), fluye el miembro Bujford, fluye el miembro de Ice Harbor (hace 8,5 millones de años) y fluye el miembro Monumental Inferior (hace 6 millones de años). [40]
Camp y Ross (2004) observaron que las altas llanuras de lava de Oregón son un sistema complementario de propagación de erupciones de riolita, con el mismo punto de origen. Los dos fenómenos ocurrieron al mismo tiempo, con las Altas Llanuras de Lava propagándose hacia el oeste desde ~10 Ma, mientras que las Llanuras del Río Snake se propagaron hacia el este. [41]
Este artículo incorpora material de dominio público de "El grupo de basalto del río Columbia se extiende desde Oregon hasta Idaho". Observatorio del Volcán Cascades . Encuesta geológica de los Estados Unidos .
