Grupo de basalto del río Columbia
Provincia basáltica de inundación continental en el oeste de Estados Unidos

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

El grupo basáltico 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 de Nevada . [1] El grupo basáltico incluye las formaciones basálticas Steens y Picture Gorge.

Introducción

Restauración de animales del Mioceno en los basaltos de Picture Gorge

Durante el Mioceno medio y tardío, las erupciones basálticas del río Columbia engulleron alrededor de 163.700 km² ( 63.200 millas cuadradas) del noroeste del Pacífico , formando una gran provincia ígnea con un volumen estimado de 174.300 km³ ( 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 entre 14 y 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 flujos de basalto en Wallula Gap , el bajo río Palouse , la garganta del río Columbia y en todo 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 40Ar / 39Ar , que se puede utilizar para identificar la fecha de solidificación del basalto. En los depósitos CRBG , el 40Ar , que se produce por la desintegración de 40 K, solo se acumula después de que el material fundido se solidifica. [4]

Otros basaltos de inundación incluyen las Trampas del Decán ( período Cretácico tardío ), que cubren un área de 500.000 km2 ( 190.000 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 las Trampas de Siberia ( Pérmico tardío ) que cubren 2 millones de km2 ( 800.000 millas cuadradas) en Rusia .

Formación

En algún momento durante un período de 10 a 15 millones de años, flujos de lava tras flujos de lava salieron de múltiples diques que trazan una antigua falla que va desde el sureste de Oregón hasta el oeste de Columbia Británica. [ cita requerida ] Las muchas capas de lava finalmente alcanzaron un espesor de más de 1,8 km (5900 pies). A medida que la roca fundida llegó 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 ahora conocida como la cuenca de Columbia o la meseta del río Columbia . La lava que avanzaba hacia el noroeste forzó al antiguo río Columbia a tomar su curso actual. La lava, a medida que fluía sobre el área, primero llenó los valles del arroyo, formando represas 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. [5] [6]

En el Mioceno medio, hace entre 17 y 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 en composición y edad, y se han atribuido a una fuente común, el punto caliente de Yellowstone . La causa última del vulcanismo aún está en debate, pero la idea más aceptada es que la columna del manto o afloramiento (similar a la asociada con el Hawái actual) inició el volcanismo basáltico generalizado y voluminoso hace unos 17 millones de años. A medida que los materiales calientes de la columna del manto se elevan y alcanzan presiones más bajas, los materiales calientes se funden e interactúan con los materiales del manto superior , creando magma . Una vez que ese magma rompe la superficie, fluye como lava y luego se solidifica en basalto. [7]

Transición al vulcanismo de inundación

En el cañón del río Palouse , justo aguas abajo de las cataratas Palouse, se pueden ver en el fondo los flujos de Sentinel Bluffs de la Formación Grand Ronde, cubiertos por el flujo Ginkgo del basalto Wanapum .

Antes de hace 17,5 millones de años, los estratovolcanes de las Cascadas Occidentales 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 a inundaciones volcánicas en escudo . Los flujos se pueden dividir en cuatro categorías principales: el basalto de Steens , el basalto de Grande Ronde , el basalto de Wanapum y el basalto de Saddle Mountains . Los diversos flujos de lava se han datado 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 Basáltico 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 la emisión de volátiles, mediante el proceso de desgasificación volcánica. El análisis comparativo de las concentraciones de volátiles en los diques de alimentación de la fuente a las unidades de flujo extruido asociadas se han medido cuantitativamente para determinar la magnitud de la desgasificación exhibida en las erupciones del CRBG. De los más de 300 flujos individuales asociados con el CRBG, el flujo de Roza contiene algunos de los basaltos químicamente mejor conservados para el análisis de volátiles. Contenido 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. [11] Con valores volátiles magmáticos asumidos en 1 - 1.5 por ciento en concentración en peso para diques de alimentación de fuente, la emisión de azufre para el flujo de Roza se calcula en el 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 (SO2). [12] Sin embargo, otra investigación a través del análisis petrológico ha producido valores de desgasificación de masa de SO2 en 0.12% - 0.28% de la masa total erupcionada del magma, lo que se traduce en estimaciones de emisión más bajas en el rango de 9.2 Gt de dióxido de azufre para el flujo de Roza. [13] El ácido sulfúrico , un subproducto del dióxido de azufre emitido y las interacciones atmosféricas, se ha calculado en 1.7 Gt anualmente para el flujo de Roza y 17 Gt en total. [14] El análisis de inclusiones de vidrio dentro de fenocristales de depósitos basálticos ha producido volúmenes de emisión de una magnitud de 310 Mt de ácido clorhídrico y 1,78 Gt de ácido fluorhídrico , adicionalmente. [14]

Causa del vulcanismo

Los principales puntos calientes se han rastreado a menudo hasta los eventos de basalto de inundación. En este caso, el evento de basalto de inundación inicial del punto caliente de Yellowstone ocurrió cerca de Steens Mountain cuando comenzaron las erupciones de Imnaha y Steens. A medida que la placa norteamericana se movió varios centímetros por año hacia el oeste, las erupciones progresaron a través de la llanura del río Snake a través de Idaho y hacia Wyoming . En consonancia con la hipótesis del punto caliente, los flujos de lava son progresivamente más jóvenes a medida que se avanza hacia el este a lo largo de este camino. [15] Antes de este período eruptivo, se cree que el punto caliente de Yellowstone creó características como Smith Rock en el centro de Oregón y quizás otro evento de basalto de inundación conocido como Siletzia que subyace a gran parte de la costa noroeste del Pacífico con exposiciones en la cordillera costera de Oregón . [16] [17]

Hay otra confirmación de que Yellowstone está asociado con un punto caliente profundo. Mediante imágenes tomográficas basadas en ondas sísmicas, se han detectado columnas convectivas activas, relativamente estrechas y profundamente asentadas bajo Yellowstone y varios otros puntos calientes. Estas columnas están mucho más concentradas que las surgencias observadas con la circulación tectónica de placas a gran escala. [18]

Ubicación del punto caliente de Yellowstone en millones de años

La hipótesis del punto caliente no es aceptada universalmente, ya que 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 y 400 km (400 y 250 mi), que puede corresponder a cambios de fase o puede reflejar efectos de viscosidad aún por comprender. Se requerirá una recopilación de datos adicionales y un modelado más profundo para lograr un consenso sobre el mecanismo real. [19]

Velocidad de inundación del basalto

Los flujos del Grupo Basalto del Río Columbia exhiben propiedades químicas esencialmente uniformes a través de la mayor parte de los flujos individuales, lo que sugiere una colocación rápida. Ho y Cashman (1997) [20] caracterizaron el flujo Ginkgo de 500 km (310 mi) de largo del Miembro Frenchman Springs, 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 el punto más distante del flujo, combinado con consideraciones hidráulicas. El basalto Ginkgo fue examinado a lo largo de su trayectoria de flujo de 500 km (310 mi) desde un dique alimentador de flujo Ginkgo cerca de Kahlotus, Washington hasta el término 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 inferior de 1 085 ± 5 °C; esto indica que la caída máxima de temperatura a lo largo del flujo Ginkgo fue de 20 °C. La lava debe haberse extendido rápidamente para lograr esta uniformidad.

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

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 turbulencia y con un enfriamiento mínimo, lo que sugiere que el flujo de Ginkgo ocurrió en menos de una semana. Los análisis de enfriamiento/hidráulicos están respaldados por un indicador independiente; si se necesitaran períodos más largos, el agua externa de los ríos represados ​​temporalmente se introduciría, lo que daría como resultado 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 (1994), [21] quienes propusieron una duración máxima del emplazamiento del flujo de Pomona de varios meses basándose en el tiempo requerido para que los ríos se restablezcan en sus cañones después de una interrupción del flujo de basalto. [20] : 403–406  [21] : 1–18 

Datación de los flujos de basalto de inundación

Se utilizan tres herramientas principales para datar los flujos de CRBG: estratigrafía, datación radiométrica y magnetoestratigrafía. Estas técnicas han sido fundamentales para correlacionar datos de distintas exposiciones de basalto y muestras de sondeos en cinco estados.

Los principales pulsos eruptivos de lavas basálticas de inundación se establecen estratigráficamente . Las capas se pueden distinguir por sus características físicas y su composición química. A cada capa distinta se le asigna un nombre que generalmente se basa 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 de CRBG.

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

Las fechas absolutas, sujetas a una incertidumbre estadística, se determinan mediante datación radiométrica utilizando relaciones isotópicas como la datación 40Ar / 39Ar , que se puede utilizar para identificar la fecha de solidificación del basalto. En los depósitos CRBG , el 40Ar , que se produce por la desintegración de 40K , solo se acumula después de que el material fundido 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 de CRBG comparándolas con la escala de tiempo de polaridad magnética. Las muestras se analizan para determinar su magnetización remanente característica a partir del campo magnético de la Tierra en el momento en que se depositó un estrato. Esto es posible porque, a medida que los minerales magnéticos se precipitan en la masa fundida (cristalizan), se alinean con el campo magnético actual de la Tierra. [23]

El basalto de Steens 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 los 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 las superficies superior como inferior, progresivamente hacia el centro, capturaron variaciones sustanciales en la dirección del campo magnético a medida que se congelaban. El cambio de dirección observado se informó como 50⁰ en 15 días. [24]

Flujos principales

Basalto de Steens

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 basalto de Steens cubrieron alrededor de 50.000 km2 ( 19.000 millas cuadradas) de la meseta de Oregón en secciones de hasta 1 km (3.300 pies) de espesor. Contiene la erupción más temprana identificada de la gran provincia ígnea CRBG. La localidad tipo para el basalto de Steens, que cubre una gran parte de la meseta de Oregón, es una cara de aproximadamente 1.000 m (3.300 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 separados geográficamente 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 de Imnaha son estratigráficamente más jóvenes que el basalto de Steens más bajo. [25]

Una inversión del campo geomagnético ocurrió durante las erupciones del basalto de Steens hace aproximadamente 16,7 Ma, según la datación utilizando edades de 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 mi) al sureste y al oeste de Steens Mountain, proporcionan los datos de inversión del campo magnético (transición de polaridad invertida a normal) más detallados informados hasta ahora en rocas volcánicas. [27]

La tendencia observada en los enjambres de diques de alimentación asociados con el flujo basáltico de Steens se considera atípica en relación con otras tendencias de enjambres de diques asociados con el CRBG. Estos enjambres, caracterizados por una tendencia sostenida de N20°E, trazan la continuación hacia el norte de la zona de cizallamiento de Nevada y se han atribuido al ascenso magmático a través de esta zona a escala regional. [28]

Basalto Imnaha

Los flujos basálticos de Imnaha , que prácticamente son coetáneos de los flujos más antiguos, surgieron 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 las riberas inferiores del río Imnaha y el río Snake en el condado de Wallowa. [30]

Los segundos flujos más antiguos, el basalto de Imnaha, están expuestos en la localidad tipo: Imnaha, Oregón .

Las lavas de Imnaha han sido datadas utilizando la técnica K-Ar y muestran un amplio rango de fechas. La más antigua es de 17,67 ± 0,32 Ma, con flujos de lava más recientes que van hasta 15,50 ± 0,40 Ma. Aunque el basalto de Imnaha se encuentra sobre el basalto de Steens inferior, se ha sugerido que está intercalado con el basalto de Steens superior. [31]

Gran ronda de basalto

El siguiente flujo más antiguo, de entre 17 y 15,6 millones de años atrás, forma el basalto Grande Ronde. Las unidades (zonas de flujo) dentro del basalto Grande Ronde incluyen las unidades Meyer Ridge y Sentinel Bluffs. Los geólogos estiman que el basalto Grande Ronde comprende aproximadamente el 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 longitud, lo que permitió la afloración de enormes 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 2000 pies (610 m) del cañón Joseph a lo largo de la Ruta 3 de Oregón . [34]

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

Los flujos de basalto de Grande Ronde se desbordaron por el cauce ancestral del río Columbia al oeste de las montañas Cascade . Se pueden encontrar expuestos a lo largo del río Clackamas y en el parque estatal Silver Falls , donde las cataratas se precipitan sobre múltiples capas de basalto de 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 4278 km3 ( 1026 mi3) de basalto en capas de 10 a 60 m (33 a 197 pies) de espesor. El flujo de Umtanum se ha estimado en 2750 km3 ( 660 mi3) en capas de 50 m (160 pies) de profundidad. El flujo de Pruitt Draw del miembro Teepee Butte liberó alrededor de 2350 km3 ( 560 mi3) con capas de basalto de hasta 100 m (330 pies) de espesor. [36]

Basalto Wanapum

El basalto Wanapum está formado por el miembro Eckler Mountain (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, Oregón y Hanford, Washington .

Miembro de Priest Rapids expuesto en las paredes de Park Lake Side Canyon

El miembro Frenchman Springs fluyó por caminos similares a 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 del curso superior del río Clackamas, las colinas al sur de Oregon City . [38] y tan al oeste como Yaquina Head cerca de Newport, Oregon , una distancia de 750 km (470 mi). [39]

Basalto de las montañas Saddle

El basalto de Saddle Mountains, que se ve de manera prominente en Saddle Mountains , 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, los flujos del miembro Elephant Mountain (hace 10,5 millones de años), los flujos del miembro Bujford, los flujos del miembro Ice Harbor (hace 8,5 millones de años) y los flujos del miembro Monumental Inferior (hace 6 millones de años). [40]

Llanuras de lava elevadas de Oregón

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 simultáneamente, con las Altas Llanuras de Lava propagándose hacia el oeste desde hace aproximadamente 10 Ma, mientras que las Llanuras del Río Snake se propagaron hacia el este. [41]

Véase también

Wikimedia Commons alberga una categoría multimedia sobre Miembros del grupo de basalto del río Columbia .

Referencias

  1. ^ Dominio público  Este artículo incorpora material de dominio público de "El grupo basáltico del río Columbia se extiende desde Oregón hasta Idaho". Observatorio del volcán Cascades . Servicio Geológico de los Estados Unidos .
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Fuentes

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​​Grupo de basalto del río Columbia (categoría)
  • USGS - Página sobre la meseta de Columbia
  • Geología del Área Nacional de Recreación del Lago Roosevelt (fuente de gran parte de esta página)
  • Centro de Ciencias del Agua del USGS de Oregón: grupo de basalto del río Columbia en Oregón
  • Volcano World: página sobre la provincia basáltica de la inundación del río Columbia
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