El Canadian Cascade Arc , también llamado Canadian Cascades , es el segmento canadiense del North American Cascade Volcanic Arc . Ubicado completamente dentro de la provincia canadiense de Columbia Británica , se extiende desde las Montañas Cascade en el sur hasta las Montañas Costeras en el norte. Específicamente, el extremo sur de las cascadas canadienses comienza en la frontera entre Canadá y Estados Unidos . Sin embargo, los límites específicos del extremo norte no se conocen con precisión y la geología en esta parte del arco volcánicoes poco entendido. Es ampliamente aceptado por los geólogos que el Arco de la Cascada Canadiense se extiende a través de la Cordillera del Pacífico de las Montañas Costeras. Sin embargo, otros han expresado su preocupación de que el arco volcánico posiblemente se extienda más al norte en las cordilleras de Kitimat , otra subdivisión de las montañas de la costa, e incluso tan al norte como Haida Gwaii (anteriormente conocida como las islas Queen Charlotte).
Arco de cascada canadiense | |
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Punto mas alto | |
Elevación | 3,160 m (10,370 pies) |
Coordenadas | 51 ° 31′42 ″ N 126 ° 06′48 ″ O / 51.52833 ° N 126.11333 ° WCoordenadas : 51 ° 31′42 ″ N 126 ° 06′48 ″ O / 51.52833 ° N 126.11333 ° W |
Geografía | |
Mapa de las características geológicas que componen el arco de cascada canadiense | |
Localización | Columbia británica, canadá |
Rango padre | Arco volcánico en cascada |
Durante los últimos 29 millones de años, el Canadian Cascade Arc ha estado haciendo erupción una cadena de volcanes a lo largo de la costa de Columbia Británica . Al menos cuatro zonas volcánicas en la Columbia Británica están relacionadas con el vulcanismo de Cascade Arc . Esto incluye una gran meseta volcánica en The Interior y tres cinturones volcánicos lineales en The Coast. Se formaron durante diferentes períodos geológicos, separados por millones de años, y se producen en tres regiones a que se refiere como el trasarco , principal de arco y antearco . El más joven de los tres cinturones ha estado esporádicamente activo durante los últimos 4.0 a 3.0 millones de años, y la última erupción ha tenido lugar posiblemente en los últimos 1.000 años. Hace unos 2.350 años, se produjo una gran erupción explosiva , que envió una enorme columna de ceniza a la atmósfera . Esta es reconocida como la erupción volcánica más grande de Canadá en los últimos 10,000 años.
En tiempos históricos, el Canadian Cascade Arc ha sido considerablemente menos activo que la parte estadounidense del arco volcánico. Tampoco tiene registros de erupciones históricas. Sin embargo, el arco volcánico representa una amenaza para la región circundante. Cualquier peligro volcánico, desde deslizamientos de tierra hasta erupciones, podría representar un riesgo significativo para los seres humanos y la vida silvestre. Aunque no hay erupciones históricas en el arco de la cascada canadiense, es muy probable que se reanude la actividad eruptiva; si esto sucediera, los esfuerzos de socorro se organizarían rápidamente. Equipos como el Plan Interagencial de Notificación de Eventos Volcánicos (IVENP) están preparados para notificar a las personas amenazadas por erupciones volcánicas.
Geología
Formación
El Cascade Arc fue creado originalmente por subducción de la ahora desaparecida Placa Farallon en la zona de subducción de Cascadia. Después de hace 28 millones de años, la placa Farallón se segmentó para formar la placa Juan de Fuca , que continúa subduciendo bajo el noroeste del Pacífico de América del Norte. [1] En los últimos millones de años, el vulcanismo ha disminuido a lo largo del arco volcánico. La explicación probable radica en la tasa de convergencia entre las placas de Juan de Fuca y América del Norte. Estas dos placas tectónicas convergen actualmente de 3 cm (1,2 pulgadas) a 4 cm (1,6 pulgadas) por año. Esto es solo la mitad de la tasa de convergencia de hace siete millones de años. [2]
Debido al área de falla muy grande , la zona de subducción de Cascadia puede producir grandes terremotos de magnitud 7.0 o mayor. La interfaz entre las placas de Juan de Fuca y América del Norte permanece bloqueada durante períodos de aproximadamente 500 años. Durante estos períodos, la tensión se acumula en la interfaz entre las placas y provoca la elevación del margen de América del Norte. Cuando la placa finalmente se desliza, los 500 años de energía almacenada se liberan en un terremoto masivo. [3] El más reciente, el terremoto de Cascadia de 1700 , se registró en las tradiciones orales de la gente de las Primeras Naciones en la isla de Vancouver . Causó temblores considerables y un tsunami masivo que atravesó el Océano Pacífico. El temblor significativo asociado con este terremoto demolió las casas de las tribus Cowichan en la isla de Vancouver y provocó varios deslizamientos de tierra . También hizo que a la gente de Cowichan le resultara demasiado difícil ponerse de pie, y los temblores fueron tan prolongados que se sintieron enfermos. El tsunami generado por el terremoto devastó finalmente una aldea de invierno en la bahía de Pachena , matando a todas las personas que vivían allí. El terremoto de Cascadia de 1700 causó un hundimiento cerca de la costa, sumergiendo pantanos y bosques en la costa que luego fueron enterrados bajo escombros más recientes. [4]
A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción en todo el mundo, no hay una fosa oceánica profunda presente a lo largo del margen continental en Cascadia. [5] La razón es que la desembocadura del río Columbia desemboca directamente en la zona de subducción y deposita limo en el fondo del Océano Pacífico , enterrando esta gran depresión . Las inundaciones masivas del prehistórico lago glacial Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron grandes cantidades de sedimentos en la trinchera. [6] Sin embargo, al igual que con otras zonas de subducción, el margen exterior se comprime lentamente como un resorte gigante. [3] Cuando la energía almacenada se libera repentinamente por deslizamiento a través de la falla a intervalos irregulares, la zona de subducción de Cascadia puede crear terremotos muy grandes, como el terremoto de Cascadia de magnitud 9,0 el 26 de enero de 1700. [4]
Vulcanismo de arco principal
Cinturón volcánico de Pemberton
La actividad volcánica del arco principal comenzó en el extremo sur del cinturón volcánico de Pemberton hace unos 29 millones de años durante la época del Oligoceno medio . Luego se desplazó hacia el norte a la región de Coquihalla hace 22 millones de años, seguido de vulcanismo cerca de la ciudad de Pemberton hace 16 a 17 millones de años. En el área de Salal Creek, la actividad volcánica ocurrió hace 8.0 millones de años y el volcán Pemberton Belt más al norte se formó hace 6.8 millones de años. La juventud hacia el norte del vulcanismo del cinturón de Pemberton indica que el borde de una ventana de losa se movía hacia el norte bajo Columbia Británica entre al menos el inicio del vulcanismo de arco hace 29 millones de años y la erupción del volcán más al norte hace 6,8 millones de años. [1] Algunos científicos han sugerido que la extensa Formación Masset en Haida Gwaii es una extensión al norte del Cinturón Volcánico de Pemberton. [2] Sin embargo, la geoquímica y la vulcanología física de la Formación Masset indican que se formó en un entorno de fisuras en contraste con otras características del Cinturón Pemberton. [7]
La extensa erosión del cinturón volcánico de Pemberton ha eliminado la mayoría de sus picos volcánicos, exponiendo sus sistemas de magma . [1] [2] Estos forman varios cuerpos intrusivos como batolitos y cepas . [1] El cese del vulcanismo en el cinturón de Pemberton podría haber sido causado por el empinamiento de la losa subducida de Juan de Fuca después de que se formara la placa exploradora hace unos 6,0 millones de años. [1] [8] Este cambio en la tectónica creó el moderno arco de cascada canadiense, así como la cordillera de las cascadas y las montañas olímpicas . [8]
Batolito de Chilliwack
El primer evento volcánico hace 29 millones de años formó rocas intrusivas del gran batolito de Chilliwack, que se extiende hacia el sur hasta el estado de Washington en los EE . UU . [1] [9] En Canadá, el batolito consiste en rocas que van desde gabro de cuarzo hipersteno hasta granito de albita . Están presentes tres plutones principales . El más antiguo y extenso es un plutón dividido en zonas irregulares compuesto de diorita de cuarzo en los márgenes, que se clasifica hacia adentro a través de granodiorita hasta un pequeño núcleo de granito. Este plutón está expuesto a ambos lados del lago Chilliwack , un lago estrecho de norte a sur en las montañas Cascade. Dos plutones más jóvenes, que consisten en monzonita de cuarzo biotita leucocrática casi homogénea , están situados al norte del lago Chilliwack y a 3,2 km (2,0 millas) al este de la montaña Slesse . [9]
Complejo Volcánico Coquihalla
El vulcanismo hace 22 a 21 millones de años construyó el Complejo Volcánico Coquihalla a unos 32 km (20 millas) al noreste de Hope . [1] [10] Comprende rocas volcánicas e intrusivas que son calco-alcalinas félsicas a intermedias en composición. [10] La montaña Coquihalla , la cumbre más alta de la Cordillera Bedded con una elevación de 2.157 m (7.077 pies) , es un importante estratovolcán conservado y representa uno de los pocos volcanes del Mioceno que quedan en el suroeste de la Columbia Británica. [11] Como resultado, el Complejo Volcánico Coquihalla ha sido objeto de estudios geológicos para anunciar los restos de lo que pudo haber sido una extensa cubierta de rocas volcánicas durante la época del Mioceno temprano. El Complejo Coquihalla también tiene una composición ígnea diferente a la de los volcanes Canadian Cascade Arc que se formaron en los últimos dos millones de años. Las tobas de riolita son las rocas ígneas primarias que componen el Complejo Volcánico Coquihalla, con pequeñas cantidades de basalto o andesita presentes. Esto contrasta con los volcanes canadienses modernos en cascada en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas en el rango de composición de basalto a andesita, con pocas rocas de composición más félsica que la dacita . También se han producido cambios en la composición del magma en la parte americana del Arco de la cascada. [10]
El Complejo Volcánico Coquihalla comenzó su formación cuando grandes flujos piroclásticos entraron en erupción en una superficie erosiva . El vaciado de la cámara de magma poco profunda provocó la inclinación de la discordancia en el plutón Eagle, que se encuentra al sureste. Concomitante con fallas, inclinaciones y hundimientos, las brechas de avalancha se deslizaron repetidamente de las exposiciones sobrecargadas del Grupo Pasayten y el plutón Eagle. Después de que la actividad volcánica depositó una secuencia de rocas piroclásticas de 1.000 m (3.300 pies) de espesor , siguió un período de inactividad. Fue durante este tiempo que se depositó conglomerado localizado , arenisca y una gran lámina de brecha de clastos de Pasayten . [10]
Las erupciones posteriores produjeron flujos piroclásticos, que fueron seguidos por otro breve descanso en la actividad volcánica. Las erupciones que despejaron los respiraderos produjeron brechas piroclásticas, que persisten en una cresta montañosa al norte y al este de la montaña Coquihalla. El movimiento a lo largo de la falla de Jim Kelly Creek cesó y los flujos piroclásticos posteriores llenaron y desbordaron ese borde de la cuenca. Más tarde, se emplazaron numerosas intrusiones subvolcánicas y el levantamiento post-Mioceno inclinó y combó las rocas volcánicas suprayacentes. La erosión eliminó lo que pudo haber sido una extensa cubierta volcánica del área circundante y descubrió las cúpulas enterradas y las intrusiones. Hoy, el Complejo Volcánico Coquihalla cubre un área de aproximadamente 30 km 2 (12 millas cuadradas) y el volumen de material piroclástico es de 50 km 3 (12 millas cúbicas) . Un gran stock, compuesto de diorita de piroxeno y diorita de cuarzo biotita-piroxeno, forma la base actual de la montaña Coquihalla. [10]
Complejo Plutónico Mount Barr
Al sur del río Fraser en el lago Wahleach se encuentra el complejo plutónico Mount Barr. El nombre del Monte Barr en la Cordillera Skagit de las Montañas Cascade, este complejo plutónico tiene una edad de 21 a 16 millones de años. Consta de al menos cuatro plutones. El plutón principal, que comprende el 80% del complejo, comprende rocas félsicas e intrusivas intermedias que van desde la diorita de cuarzo hasta la monzonita de cuarzo. Tiene una forma más o menos circular, formando el monte Barr de 1.907 m (6.257 pies) de altura. El magmatismo posterior creó dos poblaciones más jóvenes en el plutón principal. El material más antiguo consiste en granodiorita de biotita hornblenda de grano fino, mientras que el material más joven comprende monzonita de cuarzo biotita leucocrática. Un dique de 60 a 90 m (200 a 300 pies) de ancho , compuesto de pórfido granofírico de hornblenda plagioclasa , está situado entre la diorita de cuarzo del Complejo Plutónico de Hope y el conglomerado del Eoceno . Representa una rama del plutón principal del Monte Barr. Justo al noroeste del plutón principal de Mount Barr hay un plutón de biotita hornblenda cuarzo diorita cerca del lago Hicks. Debido a su heterogeneidad , solo ocasionalmente se agrupa como parte del Complejo Plutónico Mount Barr. [9]
Complejo volcánico Crevasse Crag
A unos 22 km (14 millas) al sureste del lago Lillooet se encuentra el Complejo Volcánico Crevasse Crag . Tiene unos 16 millones de años y está situado en la cima de una cresta montañosa glaciar hecha de rocas intrusivas más jóvenes y del Cretácico tardío . Estos forman parte del gran complejo costero plutónico, que se extiende a lo largo de la costa de Columbia Británica. El complejo se compone Hendidura Crag volcánico brechas, tobas y plagioclase- phyric flujos. Los análisis de elementos principales, traza y de tierras raras indican que los flujos de lava de dacita, andesita y andesita basáltica forman sus flancos inferiores. [12]
Salal Creek Pluton
En las cabeceras de Salal Creek hay una población compuesta aproximadamente circular conocida como Salal Creek Pluton. [13] Se estima que tiene 8.0 millones de años, lo que indica que es uno de los plutones félsicos más jóvenes expuestos en la Cordillera del Pacífico. [14] [15] Al igual que otros plutones del cinturón de Pemberton, los geólogos generalmente piensan que el Plutón de Salal Creek es la raíz de un volcán profundamente erosionado. [16] Las erupciones episódicas pueden haber formado una gran cúpula, pero la rápida erosión a una profundidad de aproximadamente 1 km (0,62 millas) ha eliminado la estructura volcánica suprayacente, exponiendo los 10 km (6,2 millas) de ancho de Salal Creek Pluton. [14] Es de estructura compleja, que consiste en un anillo exterior más antiguo de monzonita de cuarzo de grano grueso y una reserva interior más joven de monzonita de cuarzo porfirítico y de grano más fino. [13] El plutón cubre un área de 60 km 2 (23 millas cuadradas) . [15]
Cinturón volcánico Garibaldi
Después de que el vulcanismo del cinturón de Pemberton disminuyó hace 4.0 a 3.0 millones de años, la actividad volcánica se desplazó hacia el oeste para formar el cinturón volcánico más joven de Garibaldi. Esto representa el moderno arco en cascada canadiense, que consta de flujos de lava, cúpulas de lava, conos de ceniza , estratovolcanes, volcanes subglaciales y tapones volcánicos . La actividad volcánica durante la glaciación Fraser hace entre 25.000 y 10.000 años interactuó con el hielo glacial para formar cúpulas subglaciales, tuyas y flujos de lava marginales de hielo . Desde que la capa de hielo de la Cordillera se retiró hace unos 10.000 años, las erupciones han sido en su mayoría subaéreas . La erupción explosiva más reciente ocurrió hace unos 2.350 años y la última erupción efusiva tuvo lugar hace menos de 1.500 años.
Tres segmentos escalonados comprenden el cinturón volcánico de Garibaldi y, en consecuencia, se los denomina segmentos sur, central y norte. Cada segmento tiene al menos un volcán principal junto con varios edificios más pequeños. El segmento norte se cruza con el antiguo cinturón volcánico de Pemberton cerca del macizo del monte Meager, donde se superpone a restos elevados y profundamente erosionados de plutones subvolcánicos del cinturón de Pemberton. [2]
Segmento sur
Tres volcanes principales comprenden el segmento sur junto con varios edificios más pequeños. [2] El volcán principal más grande y más joven, el monte Garibaldi , es un estratovolcán diseccionado que comenzó su formación hace 250.000 años. [2] [17] Este período eruptivo construyó un cono amplio compuesto de dacita y brecha. Partes de este "proto-Garibaldi" o volcán ancestral están expuestas en los flancos inferiores norte y este de Garibaldi y en los 240 m superiores (790 pies) de Brohm Ridge. Alrededor de donde se encuentran ahora Columnar Peak y posiblemente Glacier Pikes , se construyeron una serie de cúpulas de lava de dacita que se fusionaban. Durante el subsiguiente largo período de inactividad, el río Cheekye cortó un valle profundo en el flanco occidental del cono que luego se llenó con un glaciar . Después de alcanzar su máxima extensión, el glaciar Cheekye y la capa de hielo de la Cordillera se cubrieron con ceniza volcánica y escombros fragmentarios de Garibaldi. Este período de crecimiento comenzó con la erupción de la cúpula del tapón Atwell Peak hace unos 13.000 años desde una cresta rodeada por la capa de hielo . A medida que la cúpula del tapón creció, enormes láminas de lava rota se desmoronaron como talud por sus lados. Numerosos flujos piroclásticos de Peléan acompañaron estas avalanchas más frías, formando un cono fragmentario de 6,3 km 3 (1,5 millas cúbicas) y una pendiente general de 12 a 15 grados. Parte del hielo glacial fue derretido por las erupciones, formando un pequeño lago contra el brazo sur de Brohm Ridge. Las areniscas volcánicas que se ven hoy en la cima de Brohm Ridge fueron creadas por la ceniza que se asienta en este lago. La superposición de glaciares fue más significativa en el oeste y algo al sur. El posterior derretimiento de la capa de hielo de la Cordillera y los glaciares que la componen inició una serie de avalanchas y corrientes de lodo en el flanco occidental de Garibaldi que trasladaron casi la mitad del volumen del cono original al valle de Squamish, donde cubre 26 km 2 (10 millas cuadradas) a un espesor de unos 91 m (299 pies) . Los huecos que dejó el hielo derretido causaron una distorsión de cono de menor a moderada donde la capa de hielo Cordilleran era delgada y una distorsión mayor donde era gruesa. El hielo era más grueso y, por lo tanto, la distorsión del cono era mayor sobre el valle enterrado de Cheekye. [17] El vulcanismo posterior se produjo en Dalton Dome, que forma la cumbre occidental de Garibaldi. Los flujos de lava cubrieron el cabecero del deslizamiento de tierra en el flanco occidental de Garibaldi. Casi al mismo tiempo, un voluminoso flujo de lava de dacita de Opal Cone viajó 20 km (12 millas) por Ring Creek en el flanco sureste de Garibaldi sin encontrar ningún hielo glacial residual. [2] Estas últimas erupciones del monte Garibaldi ocurrieron a principios del Holoceno, poco después de que los restos de la capa de hielo cordillerana se retiraran en los valles regionales hace 10.700 y 9.300 años. [2] [18]
Mount Price , uno de los tres volcanes principales en el segmento sur, se formó durante tres períodos de actividad eruptiva. El primer período eruptivo hace 1,2 millones de años construyó un estratovolcán de andesita de hornblenda en el piso de una cuenca similar a un circo . Durante el Pleistoceno medio, hace unos 300.000 años, el vulcanismo se desplazó hacia el oeste y construyó el estratovolcán casi simétrico del Monte Price. Las erupciones episódicas produjeron lavas de andesita y dacita, así como flujos piroclásticos de la actividad de Peléan. Más tarde, el volcán fue anulado por la capa de hielo de la Cordillera. [2] Después de que la capa de hielo se retiró de las elevaciones más altas, las erupciones de andesita de un respiradero satélite crearon una pequeña cúpula de lava en el flanco norte de Price. [19] Posiblemente el vulcanismo contemporáneo ocurrió en Clinker Peak hace unos 10.000 años con la erupción de dos flujos de lava de andesita de hornblenda-biotita. Ambos tienen más de 250 m (820 pies) de espesor y 6 km (3,7 millas) de largo, y se extienden hacia el noroeste y suroeste. El grosor inusualmente grande de estos flujos de lava se debe a que se estancan y se enfrían contra la capa de hielo de la Cordillera cuando todavía llenaba valles en elevaciones más bajas. Esta fue la última actividad eruptiva en Mount Price. [2]
El Colmillo Negro , el más antiguo y sorprendente de los tres volcanes principales, son los restos disecados glacialmente de un estratovolcán que se formó hace entre 1,3 y 1,1 millones de años. [19] [20] Las erupciones produjeron flujos de lava de andesita de hornblenda y tobas líticas . La erosión prolongada destruyó el cono original. Los acantilados al noroeste, suroeste y sureste del edificio volcánico principal son restos de este volcán ancestral. El vulcanismo renovado hace entre 210.000 y 170.000 años produjo flujos de lava de andesita hiperstena, que terminan localmente con márgenes de contacto con hielo escarpados de 100 m (330 pies) de espesor. Esta última actividad eruptiva culminó con la extrusión de una cúpula endógena y lava relacionada que forman la actual aguja de cumbre de 2.316 m (7.598 pies) de altura. Más tarde, la capa de hielo de la Cordillera excavó un profundo valle en forma de U con tendencia al norte en el flanco este de este edificio. [2]
The Table , una tuya de andesita de hornblenda situada a unos 3 km (1,9 millas) al sureste de Mount Price, se eleva precipitadamente 305 m (1,001 pies) por encima de las rocas glaciares del sótano . Fue formado por erupciones volcánicas que se derritieron a través de la capa de hielo de la Cordillera. La capa de lava La Mesa se extruyó después de que el volcán se construyó sobre el nivel del lago. La ausencia de irregularidades glaciares en su cumbre y la falta de características erosivas atribuibles a la glaciación indican que La Mesa se formó por erupciones subglaciales durante el Holoceno temprano, justo antes de la desaparición de la capa de hielo. [2]
Cinder Cone , un cono volcánico compuesto de ceniza, lapilli y fragmentos de bombas dispersos, viscosos y con costra de pan , se construyó durante dos períodos de actividad eruptiva. [19] [21] El primer período eruptivo produjo un anillo de toba y un flujo de lava de andesita basáltica de 9 km (5,6 millas) de largo hace aproximadamente 100.000 años después de un período de retroceso glacial. Las erupciones estrombolianas durante el segundo y último período eruptivo hace unos 10.000 años construyeron un pequeño cono piroclástico en el borde oriental del antiguo anillo de toba de andesita basáltica. [19] Un flujo de lava de 9 km (5,6 millas) de largo, que va desde basalto hasta mugearita , salió de la base del cono y viajó en un valle en forma de U con tendencia norte en el flanco este de The Black Tusk. [2] [19]
El complejo Monmouth Creek en el lado oeste de la desembocadura del río Squamish es un edificio prominente y enigmático compuesto de andesita basáltica y dacita de edad desconocida. Puede representar un grupo de diques y domos de lava que se formaron subglacialmente. [22] Al menos cuatro diques sobresalen de su cumbre. [22] [23] Estos forman las nervaduras de espinas de lava de 60 a 180 m (200 a 590 pies) de altura , la más alta es El Castillo , que contiene juntas columnares horizontales y radiantes . Las espinas están cubiertas por brechas soldadas cerca de sus bases y la unión columnar se extiende en la secuencia soldada. Los flujos de lava y las espinas más elevados están compuestos de dacita. [22]
A lo largo de la costa noreste de Howe Sound hay un pequeño afloramiento de roca volcánica conocido como el centro volcánico Watts Point . Es el volcán más austral del cinturón volcánico de Garibaldi, que comprende aproximadamente 0,02 km 3 (0,0048 millas cúbicas) de hornblenda, piroxeno y dacita, lava y brecha escasamente porfirítica. La dacita se caracteriza por juntas columnares, de 5 a 40 cm (2,0 a 15,7 pulgadas) de diámetro y exhibiendo patrones de radiación local. Este centro volcánico se formó en un ambiente subglacial a englacial entre 130.000 y 90.000 años atrás, como lo demuestra la existencia de patrones distintivos de articulaciones columnares radiales, una matriz vítrea a de grano fino y relaciones estratigráficas con la labranza glacial suprayacente . [24]
Segmento central
El vulcanismo en el segmento central comenzó hace al menos 4.0 millones de años en el macizo del Monte Cayley profundamente diseccionado . Este período eruptivo, que duró hasta hace 0,6 millones de años, produjo flujos de lava dacita y brechas piroclásticas. Una cúpula de tapón central que forma las agujas de la cima del monte Cayley representa la característica más joven que se formó durante este período eruptivo. La actividad posterior comenzó hace 0,3–0,2 millones de años con la erupción de un flujo de lava de dacita en el valle de Shovelnose Creek. Esto resultó en la formación de dos pequeñas cúpulas de lava. Mount Fee es una espina de riodacita de 1 km (0,62 millas) de largo y 0,25 km (0,16 millas) de ancho situada en una cresta montañosa al este del río Squamish. Al igual que el macizo del Monte Cayley, es anterior a la aparición de la capa de hielo Cordilleran. Otros volcanes en el segmento central, como Slag Hill , Ember Ridge , Cauldron Dome , Pali Dome y Ring Mountain , se formaron cuando la lava entró en contacto con la capa de hielo Cordilleran. Son similares en estructura a las tuyas, mostrando márgenes de contacto con el hielo demasiado abultados. [2]
Al menos dos secuencias de flujos de lava de andesita basáltica se depositan al sur del pico Tricouni . Una de estas secuencias, conocida como Tricouni Southwest , crea un acantilado en el lado este de un canal con tendencia norte-sur con una profundidad de 200 m (660 pies) adyacente a la desembocadura de High Falls Creek . El flanco este del flujo de lava, fuera del canal de High Falls Creek, tiene una estructura más constante. Varias juntas columnares de escala fina y la estructura general del flujo de lava sugieren que su parte occidental, a lo largo del canal, se acumula contra el hielo glacial. Cerca de su unidad sur, la lava rezumaba por las grietas del hielo glacial. Esto ha sido identificado por la existencia de formaciones de enfriamiento en forma de chapitel, aunque muchos de estos edificios han sido destruidos por procesos erosivos. Otras características que indican la lava acumulada contra el hielo glacial incluyen su estructura inusualmente gruesa y sus escarpados acantilados. Por lo tanto, el flujo de lava del suroeste de Tricouni entró en erupción hace unos 10.000 años cuando la glaciación regional de Fraser se estaba retirando. La explicación de la parte occidental que muestra características de contacto con el hielo, mientras que la parte oriental no lo hace, es probable porque su flanco occidental se encuentra en un canal de tendencia norte-sur, que habría podido mantener cantidades más pequeñas de calor solar que su flanco este desprotegido. Como resultado, la parte occidental del flujo de lava registra la glaciación durante un período en el que las laderas orientales estaban libres de hielo glacial. [25] Tricouni Southeast, la otra secuencia volcánica al sur del pico Tricouni , consta de al menos cuatro flujos de lava de andesita o dacita que afloran como varios pequeños acantilados y acantilados en flancos con mucha vegetación. Alcanzan espesores de 100 m (330 pies) y contienen pequeñas cantidades de hialoclastita . El alimentador de sus orígenes no se ha descubierto, pero es probable que esté ubicado en la cima del montículo. Estas lavas forman edificaciones marginales de hielo, lo que sugiere que cada flujo de lava entró en erupción hace unos 10.000 años cuando la vasta capa de hielo de la Cordillera se estaba retirando y los restos de hielo glacial eran escasos. [26]
Expuestos a lo largo del río Cheakamus y sus afluentes se encuentran los basaltos del valle de Cheakamus . Al menos cuatro flujos basálticos comprenden la secuencia y se depositaron durante períodos de actividad volcánica desde un respiradero desconocido hace entre 0,01 y 1,6 millones de años. La lava almohadillada es abundante a lo largo de las bases de los flujos, algunos de los cuales están sustentados por brechas de hialoclastita. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews sugirió que los flujos de lava entraban en erupción durante períodos de actividad subglacial y viajaban a través de trincheras o túneles derretidos en el hielo glaciar de la glaciación Fraser. Mathews basó esto en la edad de la labranza glacial subyacente, la existencia de lava almohadillada cerca del fondo de algunas lavas, lo que indica vulcanismo subacuático, la unión columnar en los bordes de las lavas, lo que indica un enfriamiento rápido y la ausencia de paleogeografía aparente . [27]
Segmento norte
El segmento norte consta de un gran complejo volcánico, el macizo del monte Meager , y un grupo de volcanes basálticos y andesíticos conocidos como Bridge River Cones. Mount Meager está compuesto por al menos cuatro estratovolcanes superpuestos que se vuelven progresivamente más jóvenes de sur a norte. Estos se formaron en los últimos 2,2 millones de años, y la última erupción fue hace unos 2.350 años. Las rocas volcánicas máficas , intermedias y félsicas que comprenden Meager surgieron en erupción de al menos ocho respiraderos volcánicos. [2]
Extendiéndose al norte del macizo de Mount Meager casi hasta la meseta interior, se encuentran los Bridge River Cones . Este grupo de pequeños volcanes en la parte superior del río Bridge incluye estratovolcanes, tapones volcánicos y flujos de lava. Estos volcanes son diferentes a otros en todo el cinturón de Garibaldi en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas con composiciones máficas, que incluyen basalto alcalino y hawaiita . Las diferentes composiciones de magma podrían estar relacionadas con un menor grado de fusión parcial en el manto de la Tierra o un efecto de borde de placa descendente. El volcán más antiguo del grupo, conocido como Sham Hill , es un tapón volcánico de 60 m (200 pies) de altura con una fecha de potasio-argón de un millón de años. Tiene unos 300 m (980 pies) de ancho y su superficie glaciar descubierta está sembrada de glaciares erráticos. Sus enormes columnas de roca nivelada se construyeron dentro del respiradero volcánico principal de un estratovolcán que desde entonces ha sido reducido por la erosión. Al sureste, el complejo volcánico del glaciar Salal se construyó hace entre 970.000 y 590.000 años. Consiste en tefra subaérea y depósitos de flujo de lava delgados que están rodeados por flujos de lava cubiertos de hielo de 100 m (330 pies) de espesor. Estos flujos de lava marginales de hielo se crearon cuando la lava se acumuló contra el hielo glacial en los valles cercanos antes de la glaciación de Wisconsin . Al norte del complejo del glaciar Salal se encuentra un pequeño estratovolcán basáltico llamado Tuber Hill . Comenzó a formarse hace unos 600.000 años cuando los valles adyacentes se llenaron de hielo glacial. Cuando los flujos de lava salieron en erupción de Tuber Hill, interactuaron con los glaciares que llenan el valle en su flanco sur y produjeron un lago de agua de deshielo glacial . Aquí, se depositaron más de 150 m (490 pies) de hialoclastita apilada, lahares y toba lacustre. También se depositaron una serie de lavas almohadilladas durante este período eruptivo. La actividad volcánica más reciente en el campo volcánico del río Bridge produjo una serie de flujos de lava basáltica en los valles regionales que se superponen hasta el último período glacial . Se desconoce la edad de estos flujos de lava que llenan los valles, pero la presencia de hasta glaciares no consolidados debajo de los flujos sugiere que tienen menos de 1.500 años. [2]
Características volcánicas en disputa
Al menos dos volcanes y un grupo volcánico pueden haberse formado como resultado del vulcanismo del arco de cascada canadiense. [28] [29] [30] La característica más antigua, el Complejo del Glaciar Franklin , es una estructura geológica profundamente erosionada de 20 km (12 millas) de largo y 6 km (3,7 millas) de ancho con una elevación de más de 2.000 m (6.600 pies) . Consiste en diques e intrusiones subvolcánicas cubiertas por tobas, brechas de dacita y restos erosionados de una secuencia de 450 m (1480 pies) de espesor de flujos de lava de andesita de hornblenda. [28] Estos se formaron hace unos 6,8 y 3,5 millones de años, lo que indica que se produjo un período de inactividad entre estos eventos durante al menos 3,3 millones de años. [1] [28] Debido a que los científicos no han estudiado en detalle el Complejo del Glaciar Franklin, se sabe muy poco sobre él. [28] El evento magmático más antiguo conocido, hace 6,8 millones de años, es consistente con el vulcanismo del Cinturón Volcánico de Pemberton. Por tanto, puede considerarse una de las zonas más septentrionales de esta característica geológica. Sin embargo, el evento más joven, de unos 3,5 millones de años, corresponde al cambio de actividad de Pemberton a Garibaldi. [1] Esto indica que el Complejo del Glaciar Franklin puede considerarse parte del Cinturón Volcánico de Pemberton o del Cinturón Volcánico de Garibaldi. [28]
Aproximadamente a 55 km (34 millas) al norte-noroeste del Complejo del Glaciar Franklin se encuentra la Caldera Silverthrone profundamente diseccionada . [29] Tiene 20 km (12 millas) de ancho, con pendientes pronunciadas que se extienden desde cerca del nivel del mar hasta una elevación máxima de 3,160 m (10,370 pies) . [2] Como Franklin al sur-sureste, Silverthrone no ha sido estudiado en detalle por los científicos. Como resultado, su afinidad e historia eruptiva es poco conocida. Se considera parte del Cinturón volcánico de Garibaldi, pero también se encuentra en la tendencia superpuesta del Cinturón volcánico de Pemberton, mucho más antiguo. [29] Se han identificado al menos tres fases de actividad volcánica en Silverthrone. La primera fase, después del colapso de la caldera , depositó una secuencia gruesa de brechas basales sin fecha. Contiene intrusiones subvolcánicas irregulares, así como una profusión de diques. [2] En algunos lugares, la brecha basal ha sido soldada por un intenso calor volcánico. [29] La actividad posterior de hace 750.000 a 400.000 años construyó cúpulas de lava de riolita , dacita y andesita, brechas y coladas de lava. El Monte Silverthrone , un pico volcánico asociado con la Caldera Silverthrone, consiste en cúpulas de lava de andesita y riolita superpuestas que se formaron durante este período eruptivo. [2] La tercera fase, hace menos de 1000 años, produjo conos de ceniza, depósitos piroclásticos y flujos de lava de andesita basáltica que surgieron de los respiraderos en el borde de la caldera. La mayor parte de esta actividad ocurrió en el borde norte donde los flujos de lava viajaron por el valle de Pashleth Creek y luego hacia el valle del río Machmell . [2] [29] La secuencia completa del flujo de lava es de al menos 25 km (16 millas) de largo, con un rango de elevación de 2.000 m (6.600 pies) a 100 m (330 pies) . Muchos de los productos volcánicos están ahora enterrados bajo el hielo de los glaciares. Sin embargo, los restos de conos de ceniza sobresalen a través de los glaciares y los flujos de lava quedan expuestos en elevaciones más bajas, como el extenso flujo de lava de Machmell-Pashleth Creek. [29] Un flujo de lava de andesita basáltica relativamente pequeño se extiende desde el borde sur de la caldera hasta las cabeceras del río Kingcome . [2]
El Grupo de Sonidos de Milbanke en Kitimat Ranges consiste en flujos de lava jóvenes y conos de ceniza monogenéticos que probablemente se formaron en los últimos 10,000 años. [2] [30] Al igual que Silverthrone y Franklin, poco se sabe sobre el Milbanke Sound Group. Como resultado, su afinidad tampoco está clara. Puede reflejar una extensión al norte del cinturón volcánico de Garibaldi, pero no hay suficientes datos para apoyar esta hipótesis. Su formación también podría haber resultado de otros procesos tectónicos que actualmente no se comprenden. Swindle Island contiene un cono de ceniza simétrico de 250 m (820 pies) de altura en su costa sur. Este volcán, conocido como Kitasu Hill , está formado por tefra y bombas volcánicas . [30] Su cumbre contiene un cráter volcánico que se abre hacia el este. [2] Helmet Peak , un cono de ceniza de lados empinados en Lake Island con una elevación de 335 m (1.099 pies) , consta de bloques volcánicos soldados y diques alimentadores basálticos. Durante la erupción, se depositó brecha de toba basáltica a lo largo de Lake Island y la cercana isla Lady Douglas . [30] Los flujos de lava en las costas de las islas Price y Dufferin surgieron de conos de basalto cubiertos de bosques, que se han reducido en tamaño a pequeños montículos volcánicos. [2] [30] Los flujos de lava basáltica en la isla Finngal comprenden uniones columnar bien desarrolladas. Al igual que otros depósitos volcánicos en el Milbanke Sound Group, se sabe muy poco sobre estos flujos de lava. [30] Aunque el Milbanke Sound Group probablemente se formó en los últimos 10.000 años, se desconoce la edad exacta de los flujos de lava y los conos de ceniza. [2] [30] Probablemente formado en los últimos 10.000 años debido a que las formaciones volcánicas tienen mínimo la erosión, indicativo de post-glacial volcánica. [30]
Vulcanismo de arco posterior
Paralelamente al Arco de la cascada canadiense, 150 km (93 millas) al noreste, se encuentra un área compuesta de flujos de lava basáltica menores. [31] Esta zona, conocida como el Grupo Chilcotin, se formó como resultado del vulcanismo de la cuenca del arco posterior detrás del Arco de la cascada canadiense, en respuesta a la subducción de Cascadia en curso. La actividad volcánica comenzó hace 31 millones de años, pero la mayor parte del vulcanismo se produjo durante dos períodos magmáticos más jóvenes, el primero hace entre 6,0 y 10 millones de años y el otro entre 2,0 y 3,0 millones de años. [1] [2] [31] Esto indica que la mayor parte del vulcanismo del Grupo Chilcotin se correspondía con el vulcanismo en el Cinturón de Pemberton, aunque algunas de las lavas más jóvenes de Chilcotin entraron en erupción durante las primeras etapas del vulcanismo del Cinturón de Garibaldi. Se han producido algunas erupciones volcánicas en el Grupo Chilcotin en los últimos 1,6 millones de años. [2]
La meseta de lava plana del Grupo Chilcotin cubre un área de 25.000 km 2 (9.700 millas cuadradas) y un volumen de 1.800 km 3 (430 millas cúbicas) . Consiste en varios flujos de lava de pāhoehoe delgados y planos que surgieron de una cadena de volcanes en escudo de bajo perfil , que desde entonces han sido erosionados por la glaciación del Pleistoceno tardío para exponer sus tapones volcánicos con gabro . La meseta de lava tiene un espesor máximo de 140 m (460 pies) con al menos 20 flujos de lava expuestos en unidades estratigráficas. Los flujos de lava específicos normalmente se extienden a lo largo de 1 km (0,62 millas) y alcanzan un espesor de 10 m (33 pies) . Pero en algunas áreas, los flujos de lava alcanzan espesores de 70 m (230 pies) . [2]
Varios depósitos de lava almohadillada y brecha almohadillada están expuestos en todo el Grupo Chilcotin. Los depósitos de caída piroclásticos , compuestos de lapilli, surgieron en erupción de volcanes en el cinturón de Pemberton y están cubiertos por posteriores flujos de lava basáltica. Los flujos de lava del vulcanismo hace entre 16 y 14 millones de años afloran adyacentes a los márgenes de la actual meseta de lava, que consiste principalmente en basaltos que entraron en erupción hace entre 10 y 6,0 millones de años. Los flujos de lava más recientes están expuestos en acantilados a lo largo del Cañón Fraser . Estos entraron en erupción hace entre 3.0 y 1.0 millones de años y los respiraderos volcánicos de los que hicieron erupción no se han descubierto. [2]
Vulcanismo de antearco
El vulcanismo de antearco estuvo activo en el norte de la isla de Vancouver hace 8,0 a 2,5 millones de años. [1] Esto creó una línea de rocas volcánicas e intrusiones subvolcánicas conocidas como el Cinturón Volcánico de Alert Bay . El nombre de la aldea de Alert Bay en Cormorant Island , se extiende desde la península de Brooks en el suroeste hasta la ciudad de Port McNeill en el noreste. [2] Los estudios de geometría y cronometría indican que el Alert Bay Belt se formó en el borde de una placa descendente. [32] En el momento de su formación, la falla de Nootka probablemente coincidía con el extremo occidental del Alert Bay Belt, que ahora se encuentra a 80 km (50 millas) al noreste. Las características volcánicas en Alert Bay Belt incluyen Twin Peaks , Cluxewe Mountain y Haddington Island . [2]
Existe evidencia de que la actividad volcánica en el Alert Bay Belt migró hacia el este con el tiempo, así como un cambio de vulcanismo de basalto a dacita o riolita. El primer evento volcánico, hace unos 8,0 millones de años, ocurrió en la península de Brooks, pero la mayoría de los volcanes estaban activos hace unos 3,0 millones de años. La mayor parte del vulcanismo de Alert Bay Belt se correspondió con cambios rápidos en la geometría de la subducción de Cascadia y una pausa en la actividad del Cascade Arc continental. [32] El último evento volcánico hace 2,5 millones de años ocurrió en la montaña Cluxewe, que consiste en lava dacita. [2]
Actividad geotérmica y sísmica
Al menos cuatro volcanes han tenido actividad sísmica desde 1985, incluido el Monte Garibaldi (tres eventos), el macizo del Monte Cayley (cuatro eventos), el macizo del Monte Meager (diecisiete eventos) y la Caldera Silverthrone (dos eventos). [33] Los datos sísmicos sugieren que estos volcanes todavía contienen cámaras de magma activas, lo que indica que algunos volcanes del cinturón Garibaldi probablemente estén activos, con peligros potenciales significativos. [33] [34] La actividad sísmica se corresponde con algunos de los volcanes recién formados de Canadá y con volcanes persistentes que han tenido una gran actividad explosiva a lo largo de su historia, como el monte Garibaldi, el monte Cayley y el macizo del monte Meager. [33]
Se desconoce la existencia de una serie de fuentes termales adyacentes al valle del río Lillooet , como las fuentes Harrison , Sloquet, Clear Creek y Skookumchuck , cerca de áreas con actividad volcánica reciente. En cambio, muchos se encuentran cerca de intrusiones de 16 a 26 millones de años del Cinturón Volcánico de Pemberton. La relación de estas aguas termales con el cinturón volcánico de Garibaldi no está clara. Sin embargo, se sabe que existen algunas fuentes termales en áreas que han experimentado actividad volcánica relativamente reciente. [16] Existen unas cinco fuentes termales en el macizo de Mount Cayley y dos pequeños grupos de fuentes termales están presentes en el macizo de Mount Meager. [35] [36] Los manantiales de Meager podrían ser evidencia de una cámara de magma poco profunda debajo de la superficie. No se sabe que existan manantiales termales en el monte Garibaldi como los que se encuentran en los macizos de Mount Meager y Mount Cayley, aunque hay evidencia de un flujo de calor alto anormal en los Table Meadows adyacentes y otros lugares. El agua cálida anormal adyacente a la playa de Britannia podría ser una actividad geotérmica relacionada con el centro volcánico de Watts Point. [dieciséis]
Historia humana
Protección y vigilancia
Varias características volcánicas en el Canadian Cascade Arc están protegidas por parques provinciales. El Parque Provincial Garibaldi se estableció en 1927 para proteger la abundante historia geológica, las montañas glaciares y otros recursos naturales de la región. Recibió su nombre del estratovolcán de 2.678 m (8.786 pies) de altura del monte Garibaldi, que a su vez recibió el nombre del líder militar y político italiano Giuseppe Garibaldi en 1860. Al noroeste, el Parque Provincial de las Cataratas de Brandywine protege las Cataratas de Brandywine, una montaña de 70 m ( Cascada de 230 pies de altura compuesta por al menos cuatro flujos de lava basáltica con juntas columnares. El origen de su nombre no está claro, pero puede haberse originado a partir de dos topógrafos llamados Jack Nelson y Bob Mollison.
Ningún volcán en el Canadian Cascade Arc es monitoreado lo suficientemente de cerca por el Servicio Geológico de Canadá para determinar qué tan activos son sus sistemas de magma. La Red Nacional Canadiense de Sismógrafos se estableció para monitorear terremotos en todo Canadá, pero está demasiado lejos para proporcionar una buena indicación de lo que está sucediendo debajo de ellos. Puede sentir un aumento en la actividad sísmica y se vuelven muy inquietos, pero esto solo puede proporcionar una advertencia de una gran erupción. Puede detectar actividad solo una vez que un volcán ha comenzado a entrar en erupción. [37] Si estallaran, los esfuerzos de socorro probablemente serían orquestados. El Plan Interagencial de Notificación de Eventos Volcánicos (IVENP) fue creado para delinear el procedimiento de notificación de algunas de las principales agencias que estarían involucradas en respuesta a un volcán en erupción en Canadá, una erupción cerca de la frontera entre Canadá y Estados Unidos o cualquier erupción que tener efectos en Canadá. [38]
Ver también
- Geología del Pacífico Noroeste
- Lista de volcanes en cascada
- Lista de volcanes en Canadá
- Vulcanología del oeste de Canadá
Referencias
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