El Cinturón Volcánico Garibaldi es una cadena volcánica con tendencia noroeste-sureste en la Cordillera del Pacífico de las Montañas Costeras que se extiende desde Watts Point en el sur hasta el Campo de Hielo Ha-Iltzuk en el norte. Esta cadena de volcanes se encuentra en el suroeste de la Columbia Británica , Canadá. Forma el segmento más al norte del Arco Volcánico Cascade , que incluye Mount St. Helens y Mount Baker . [8] [9] La mayoría de los volcanes de la cadena Garibaldi son estratovolcanes inactivos y volcanes subglaciales.que han sido erosionados por el hielo glacial. Los accidentes geográficos volcánicos menos comunes incluyen conos de ceniza , tapones volcánicos , domos de lava y calderas . Estas diversas formaciones fueron creadas por diferentes estilos de actividad volcánica, incluidas las erupciones de Peléan y Plinian .
Cinturón volcánico Garibaldi | |
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Localización | Columbia británica, canadá |
Geología |
Las erupciones a lo largo de la cadena han creado al menos tres zonas volcánicas importantes. El primero comenzó en el campo de hielo Powder Mountain hace 4.0 millones de años. El macizo del Monte Cayley comenzó su formación durante este período. Varias erupciones de hace 2,2 millones a 2,350 años crearon el macizo del monte Meager , y las erupciones de hace 1,3 millones a 9,300 años formaron el monte Garibaldi y otros volcanes en el área del lago Garibaldi . Estas principales zonas volcánicas se encuentran en tres segmentos escalonados, denominados segmentos norte, central y sur. [10] Cada segmento contiene una de las tres principales zonas volcánicas. Aparte de estas grandes zonas volcánicas, dos grandes complejos volcánicos poco estudiados se encuentran en el extremo norte de la Cordillera del Pacífico, a saber, Silverthrone Caldera y Franklin Glacier Complex . Se considera que forman parte del cinturón volcánico de Garibaldi, pero sus relaciones tectónicas con otros volcanes en la cadena de Garibaldi no están claras debido a estudios mínimos. [7] [11]
Geología
Fondo
Antes de la formación del cinturón Garibaldi, se construyeron varios cinturones volcánicos más antiguos, pero relacionados, a lo largo de la costa sur de la Columbia Británica. Esto incluye el Cinturón Volcánico de Alert Bay con tendencia este-oeste en el norte de la isla de Vancouver y el Cinturón Volcánico de Pemberton a lo largo de la costa continental. El cinturón de Pemberton comenzó su formación cuando la antigua placa de Farallon se subdujo bajo la costa de Columbia Británica hace 29 millones de años durante la época del Oligoceno . En este momento, la parte norte-central de la placa de Farallón estaba comenzando a subducir bajo el estado estadounidense de California, dividiéndola en secciones norte y sur. Hace entre 18 y cinco millones de años durante el período Mioceno , el remanente norte de la placa Farallón se fracturó en dos placas tectónicas, conocidas como placas Gorda y Juan de Fuca . Después de esta ruptura, la subducción de la placa de Juan de Fuca podría haber coincidido con el extremo norte de la isla de Vancouver hace ocho millones de años durante el período del Mioceno tardío. Aquí es cuando el Alert Bay Belt se activó. Un breve intervalo de ajuste del movimiento de la placa hace unos 3,5 millones de años puede haber provocado la generación de magma basáltico a lo largo del borde de la placa descendente. Este período eruptivo es posterior a la formación del Cinturón Garibaldi y no se ha encontrado evidencia de vulcanismo más reciente en el Cinturón de la Bahía de Alerta, lo que indica que el vulcanismo en el Cinturón de la Bahía de Alerta probablemente esté extinto. [10]
El lecho rocoso bajo la cadena Garibaldi consiste en rocas graníticas y dioríticas del Complejo Plutónico Costero , que constituye gran parte de las Montañas Costeras. [12] [13] [14] Este es un gran complejo batolítico que se formó cuando las placas de Farallon y Kula se subducían a lo largo del margen occidental de la placa de América del Norte durante los períodos Jurásico y Terciario . Se encuentra en remanentes de arco insular , mesetas oceánicas y márgenes continentales agrupados que se agregaron a lo largo del margen occidental de América del Norte entre los períodos Triásico y Cretácico . [15]
Formación
El Cinturón de Garibaldi se formó en respuesta a la subducción en curso de la placa de Juan de Fuca debajo de la placa de América del Norte en la zona de subducción de Cascadia a lo largo de la costa de Columbia Británica. [9] Esta es una zona de falla de 1.094 km (680 millas) de largo que se extiende a 80 km (50 millas) del noroeste del Pacífico desde el norte de California hasta el suroeste de Columbia Británica. Las placas se mueven a una velocidad relativa de más de 10 mm (0,39 pulgadas) por año en un ángulo algo oblicuo a la zona de subducción. 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 mega-terremoto. [dieciséis]
A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción en todo el mundo, no hay una fosa oceánica profunda presente en la batimetría del margen continental en Cascadia. [17] Esto se debe a que la desembocadura del río Columbia desemboca directamente en la zona de subducción y deposita limo en el fondo del Océano Pacífico para enterrar la trinchera oceánica. Las inundaciones masivas del prehistórico lago glacial Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron cantidades masivas de sedimentos en la trinchera. [18] Sin embargo, al igual que otras zonas de subducción, el margen exterior se comprime lentamente, similar a un manantial gigante. [16] 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 . [19] Sin embargo, los terremotos a lo largo de la zona de subducción de Cascadia son menos de lo esperado y hay evidencia de una disminución en la actividad volcánica en los últimos millones de años. 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. [17]
Los científicos han estimado que ha habido al menos 13 terremotos importantes a lo largo de la zona de subducción de Cascadia en los últimos 6.000 años. 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. El temblor debido a este terremoto 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 creado 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. [19]
Se esperan muchos miles de años de inactividad entre grandes erupciones explosivas de volcanes en el cinturón de Garibaldi. Una posible explicación de las tasas más bajas de vulcanismo en la cadena de Garibaldi es que el terreno asociado se está comprimiendo en contraste con las porciones más al sur del Arco de Cascada. En las zonas de rift continental , el magma puede abrirse camino a través de la corteza terrestre rápidamente a lo largo de las fallas, lo que brinda menos posibilidades de diferenciación. Este es probablemente el caso al sur de Mount Hood hasta la frontera de California y al este-sureste del enorme volcán en escudo Newberry adyacente a Cascade Range en el centro de Oregon porque la zona de falla de los hermanos se encuentra en esta región. Esta zona de ruptura podría explicar las cantidades masivas de lava basáltica en esta parte del Arco de Cascada central. Una baja tasa de convergencia en un entorno compresivo con cuerpos de magma estacionarios masivos debajo de la superficie podría explicar el bajo volumen y los magmas diferenciados en todo el cinturón volcánico de Garibaldi. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews propuso que podría haber una conexión entre la glaciación regional del continente norteamericano durante los períodos glaciares y tasas más altas de actividad volcánica durante la descarga glacial regional del continente. Sin embargo, esto es difícil de predecir debido al escaso registro geológico en esta región. Pero hay datos específicos, incluido el agrupamiento temporal de erupciones singlacial o simplemente postglacial dentro del Cinturón de Garibaldi, que sugiere que esto podría ser probable. [20]
Glaciovolcanismo
Dominando la cadena Garibaldi están los volcanes y otras formaciones volcánicas que se formaron durante períodos de intensa glaciación. Esto incluye tuyas dominadas por flujos , domos de lava subglaciales y flujos de lava marginales de hielo . Las tuyas dominadas por flujos difieren de las típicas tuyas basálticas en toda la Columbia Británica en que están compuestas por montones de flujos de lava planos y carecen de hialoclastita y lava almohadillada . Se interpreta que se formaron como resultado de la intrusión de magma y la fusión de un agujero vertical a través del hielo glacial adyacente que finalmente rompió la superficie del glaciar. [8] A medida que este magma asciende, se acumula y se esparce en capas horizontales. [21] Las cúpulas de lava que se formaron principalmente durante la actividad subglacial comprenden flancos empinados hechos de intensas juntas columnares y vidrio volcánico . Los flujos de lava marginal de hielo se forman cuando la lava brota de un respiradero subaéreo y se acumula contra el hielo glacial. The Barrier , una presa de lava que embalsa el lago Garibaldi en el segmento sur, es el flujo de lava marginal de hielo mejor representado en el cinturón de Garibaldi. [8] [22]
Las tuyas dominadas por el flujo y la ausencia de depósitos fragmentarios subglaciales son dos características glaciovolcánicas poco comunes en la cadena de Garibaldi. Esto se debe a sus diferentes composiciones de lava y al declive del contacto directo entre lava y agua durante la actividad volcánica. La composición de la lava de estos edificios volcánicos cambia su estructura porque las temperaturas de erupción son más bajas que las asociadas con la actividad basáltica y la lava que contiene sílice aumenta el espesor y las temperaturas de diferenciación del vidrio. Como resultado, los volcanes subglaciales que hacen erupción con contenido silícico derriten menos calidades de hielo y es menos probable que contengan agua cerca del respiradero volcánico. Esto forma volcanes con estructuras que muestran su relación con la glaciación regional. El paisaje circundante también cambia el flujo de agua de deshielo, favoreciendo que la lava se estanque dentro de los valles dominados por el hielo glacial. Y si el edificio se erosiona, también podría cambiar la prominencia de los depósitos glaciovolcánicos fragmentarios. [8]
Segmento sur
En el lado este de Howe Sound se encuentra la zona más al sur de actividad volcánica en la cadena Garibaldi. Esta zona, conocida como el centro volcánico Watts Point , es un pequeño afloramiento de roca volcánica que forma parte de un volcán subglacial. El afloramiento cubre un área de aproximadamente 0,2 km 2 (0,077 millas cuadradas) y un volumen eruptivo de aproximadamente 0,02 km 3 (0,0048 millas cúbicas). La ubicación está muy boscosa y la línea principal de BC Rail pasa a través de la parte inferior del afloramiento a unos 40 m (130 pies) sobre el nivel del mar. [23] Representa una característica en el campo volcánico Squamish. [24]
El monte Garibaldi, uno de los volcanes más grandes en el sur del cinturón de Garibaldi con un volumen de 6,5 km 3 (1,6 millas cúbicas), está compuesto por lavas de dacita que entraron en erupción en los últimos 300.000 años. Fue construido cuando el material volcánico hizo erupción en una parte de la capa de hielo cordillerana durante el período Pleistoceno. Esto creó la forma asimétrica única de la montaña. Los sucesivos deslizamientos de tierra en los flancos de Garibaldi ocurrieron después de que el hielo glaciar de la capa de hielo de la Cordillera se retirara. [10] El vulcanismo posterior hace unos 9.300 años produjo un flujo de lava de dacita de 15 km (9,3 millas) de largo desde Opal Cone en el flanco sureste de Garibaldi. Esto es inusualmente largo para un flujo de dacita, que comúnmente viaja solo distancias cortas desde un respiradero volcánico debido a su alta viscosidad. [25] [26] El flujo de lava del cono de ópalo representa la característica volcánica más reciente en el monte Garibaldi. [25]
En la orilla occidental del lago Garibaldi, el monte Price representa un estratovolcán con una elevación de 2.050 m (6.730 pies). Fue construido durante tres períodos de actividad. La primera fase, hace 1,2 millones de años, formó un estratovolcán de andesita de hornblenda en el suelo cubierto de deriva de una cuenca circular. Después de la construcción de este estratovolcán, el vulcanismo se trasladó hacia el oeste, donde una serie de flujos de lava de andesita-dacita y flujos piroclásticos fueron extruidos durante un período de actividad de Peléan hace 300.000 años. Esto creó el cono de 2.050 m (6.730 pies) de altura del monte Price, que luego fue enterrado bajo el hielo glacial. Antes de que Mount Price fuera anulado por el hielo glacial, la actividad volcánica tuvo lugar en su flanco norte, donde hay un respiradero satélite. La actividad renovada tuvo lugar en Clinker Peak en el flanco occidental del Monte Price hace 9.000 años. Esto produjo los flujos de lava andesita Rubble Creek y Clinker Ridge que se extienden 6 km (3,7 millas) hacia el noroeste y suroeste. [10] [27] Después de que estos flujos viajaron 6 km (3.7 millas), fueron represados contra el hielo glacial para formar un flujo de lava marginal de hielo de más de 250 m (820 pies) de espesor conocido como La Barrera. [10]
El cono de ceniza en la orilla norte del lago Garibaldi es un cono de ceniza envuelto en parte por el glaciar Helmet. Consiste en ceniza volcánica, lapilli y segmentos dispersos de bombas de lava y espesas que elevan la prominencia del cono a 500 m (1.600 pies). Su mínimo grado de erosión indica que podría haber entrado en erupción en los últimos 1.000 años. [28] Una serie de flujos de andesita basáltica surgieron de Cinder Cone hace unos 11.000 años que viajaron hacia un profundo valle en forma de U con tendencia al norte en el flanco este de The Black Tusk . El vulcanismo posterior produjo otra secuencia de flujos de lava basáltica hace 4.000 años que fluyeron en el mismo valle glaciar. [10]
El Colmillo Negro, un pináculo negro de roca volcánica en la orilla noroeste del lago Garibaldi, es el remanente erosionado glacialmente de un volcán mucho más grande que se formó durante dos períodos de actividad volcánica. La primera hace entre 1,1 y 1,3 millones de años hizo erupción de tobas y flujos de lava de andesita de hornblenda. Estos volcanes componen las crestas montañosas al suroeste, sureste y noroeste de la estructura volcánica principal. La erosión posterior demolió el volcán recién formado. Esto finalmente expuso las raíces del cono, que actualmente forman el accidentado edificio de The Black Tusk. Después de la erosión del cono, una serie de flujos de lava de andesita hiperstena entraron en erupción hace entre 0,17 y 0,21 millones de años. Estos terminan en los flujos de lava marginal de hielo adyacentes que forman acantilados de 100 m (330 pies). Esta fase eruptiva también produjo un domo de lava que comprende el actual pináculo de 2.316 m (7.598 pies) de altura. En consecuencia, la capa de hielo regional del Pleistoceno tardío esculpió un profundo valle en forma de U con tendencia norte en el flanco este del cono de la segunda etapa. Aquí, los flujos de lava posteriores de Cinder Cone llenaron el valle. [10]
Segmento central
Inmediatamente al sureste del monte Cayley se encuentra el monte Fee , un volcán muy erosionado que contiene una cresta que se extiende de norte a sur. Es una de las características volcánicas más antiguas de la cadena central de Garibaldi. Sus volcánicas no tienen fecha, pero su gran cantidad de disección y evidencia de hielo glacial que domina el volcán indica que se formó hace más de 75.000 años antes de la glaciación de Wisconsinan . Por lo tanto, el vulcanismo en Mount Fee no muestra evidencia de interacción con el hielo glacial. El producto restante de la primera actividad volcánica de Fee es una pequeña porción de roca piroclástica . Esto es evidencia de vulcanismo explosivo de la historia eruptiva de Fee, así como su primer evento volcánico. El segundo evento volcánico produjo una secuencia de lavas y brechas en el flanco este de la cordillera principal. Estos volcanes probablemente se colocaron cuando una secuencia de flujos de lava y fragmentos de lava rotos brotaron de un respiradero volcánico y se movieron por los flancos durante la construcción de un gran volcán. Después de una extensa disección, el vulcanismo renovado produjo una serie viscosa de flujos de lava que formaban su límite norte estrecho, plano y empinado y el extremo norte de la cresta principal. El conducto por el que se originaron estos flujos de lava probablemente tenía una estructura vertical y se entrometía a través de volcanes más antiguos depositados durante los eventos volcánicos anteriores de Fee. Este evento volcánico también fue seguido por un período de erosión y probablemente uno o más períodos glaciares. La erosión extensa que siguió al último evento volcánico en Mount Fee ha creado la escarpada cresta de tendencia norte-sur que actualmente forma un hito prominente. [29]
Ember Ridge, una cordillera volcánica entre el pico Tricouni y el monte Fee, consta de al menos ocho cúpulas de lava compuestas de andesita. Probablemente se formaron hace entre 25.000 y 10.000 años cuando la lava hizo erupción debajo del hielo glacial de la glaciación Fraser . Sus estructuras actuales son comparables a sus formas originales debido al mínimo grado de erosión. Como resultado, las cúpulas muestran las formas y juntas columnares típicas de los volcanes subglaciales. Las formas aleatorias de las cúpulas de Ember Ridge son el resultado de la lava en erupción que se aprovecha de las antiguas bolsas de hielo, las erupciones que tienen lugar en superficies irregulares, el hundimiento de las cúpulas durante la actividad volcánica para crear escombros y la separación de unidades columnares más antiguas durante erupciones más recientes. La cúpula norte, conocida como Ember Ridge North, cubre la cima y el flanco este de una cresta montañosa. Comprende al menos un flujo de lava que alcanza un espesor de 100 m (330 pies), así como las unidades columnares más delgadas en el campo volcánico del Monte Cayley. El pequeño tamaño de las juntas columnares indica que la lava en erupción se enfrió inmediatamente y se encuentran principalmente en la cima de la cúpula. [30] Ember Ridge Northeast, la cúpula subglacial más pequeña de Ember Ridge, comprende un flujo de lava que tiene un espesor de no más de 40 m (130 pies). [31] Ember Ridge Northwest, la cúpula subglacial más circular, comprende al menos un flujo de lava. [32] Ember Ridge Southeast es la más compleja de las cúpulas de Ember Ridge, que consta de una serie de flujos de lava con un espesor de 60 m (200 pies). También es la única cúpula de Ember Ridge que contiene grandes cantidades de escombros. [33] Ember Ridge Southwest comprende al menos un flujo de lava que alcanza un espesor de 80 m (260 pies). Es la única cúpula subglacial de Ember Ridge que contiene hialoclastita. [34] Ember Ridge West comprende solo un flujo de lava que alcanza un espesor de 60 m (200 pies). [35]
Al noroeste, el macizo del monte Cayley constituye el volcán más grande y persistente del cinturón central de Garibaldi. Es un estratovolcán altamente erosionado compuesto por lava de dacita y riodacita que se depositó durante tres fases de actividad volcánica. [10] [36] La primera fase eruptiva comenzó hace unos cuatro millones de años con la erupción de flujos de lava dacita y roca piroclástica. [10] Esto resultó en la creación del propio Mount Cayley. [36] El vulcanismo posterior durante esta fase volcánica construyó un importante domo de lava. Esto actúa como un tapón volcánico y compone las espinas de lava que actualmente forman pináculos en la escarpada cumbre de Cayley. [10] Después de que se construyó el monte Cayley, estallaron flujos de lava, tefra y escombros de dacita soldada. [36] Esta segunda fase de actividad hace 2,7 ± 0,7 millones de años resultó en la creación del Pulgar de Vulcano , una escarpada cresta volcánica en el flanco sur del Monte Cayley. [10] [36] Una disección prolongada de un período prolongado de erosión demolió gran parte del estratovolcán original. [10] La actividad volcánica después de este período prolongado de la erosión producida espesa de lava dacita fluye desde los respiraderos parasitarias hace 300.000 años que se extendía en las turbias y de Shovelnose Creek valles cerca del río Squamish. [10] [36] Esto posteriormente creó dos cúpulas de lava parasitarias menores hace 200.000 años. [10] Estos tres eventos volcánicos contrastan con varios otros alrededor de Cayley en que no muestran signos de interacción con el hielo glacial. [36]
Pali Dome , un volcán erosionado al norte del monte Cayley, consta de dos unidades geológicas . Pail Dome East está compuesto por una masa de flujos de lava andesita y pequeñas cantidades de material piroclástico. Se encuentra en la parte oriental del gran campo de hielo glacial que cubre gran parte del campo volcánico del Monte Cayley. Gran parte de los flujos de lava forman una topografía suave en elevaciones elevadas, pero terminan en acantilados verticales finamente articulados en elevaciones bajas. La primera actividad volcánica probablemente ocurrió hace unos 25.000 años, pero también podría ser significativamente más antigua. La actividad volcánica más reciente produjo una serie de flujos de lava que entraron en erupción cuando el área de ventilación no estaba cubierta por hielo glacial. Sin embargo, los flujos muestran evidencia de interacción con el hielo glacial en sus unidades inferiores. Esto indica que las lavas entraron en erupción hace unos 10.000 años durante las etapas menguantes de la glaciación Fraser. Los flujos de lava marginal de hielo alcanzan espesores de hasta 100 m (330 pies). [37] Pali Dome West consta de al menos tres flujos de lava andesita y pequeñas cantidades de material piroclástico; su respiradero está actualmente enterrado bajo hielo glacial. Se han producido al menos tres erupciones en Pali Dome East. Se desconoce la edad de la primera erupción volcánica, pero pudo haber ocurrido en los últimos 10,000 años. La segunda erupción produjo un flujo de lava que entró en erupción cuando el área de ventilación no estaba enterrada bajo el hielo glacial. Sin embargo, el flujo muestra evidencia de interacción con el hielo glacial en su unidad inferior. Esto indica que las lavas entraron en erupción durante las etapas menguantes de la glaciación de Fraser. La tercera y más reciente erupción produjo otro flujo de lava que hizo erupción en gran parte sobre el hielo glacial, pero probablemente estuvo limitado en su margen norte por un pequeño glaciar. A diferencia del flujo de lava que hizo erupción durante la segunda erupción, este flujo de lava no fue incautado por hielo glacial en su unidad inferior. Esto sugiere que estalló hace menos de 10,000 años cuando la glaciación regional de Fraser se retiró. [38]
Cauldron Dome , un volcán subglacial al norte del monte Cayley, se encuentra al oeste del enorme glaciar que cubre gran parte de la región. Al igual que Pali Dome, se compone de dos unidades geológicas. Upper Cauldron Dome es una pila de forma ovalada con la parte superior plana de al menos cinco flujos de lava de andesita que se asemeja a una tuya. Los cinco flujos de andesita están articulados en columnas y probablemente fueron extruidos a través del hielo glacial. La última actividad volcánica pudo haber ocurrido hace entre 10,000 y 25,000 años cuando esta área todavía estaba influenciada por el hielo glaciar de la Glaciación Fraser. Lower Cauldron Dome, la unidad más joven que comprende todo el volcán subglacial Cauldron Dome, consta de una pila de lava de andesita con la parte superior plana y lados empinados de 1.800 m (5.900 pies) de largo y un espesor máximo de 220 m (720 pies). Estos volcanes fueron extruidos hace unos 10,000 años durante las etapas menguantes de la glaciación Fraser de un respiradero adyacente a la parte superior del Cauldron Dome que actualmente está enterrado bajo el hielo glacial. [39]
En la parte norte del campo volcánico del Monte Cayley se encuentra un volcán subglacial llamado Slag Hill . Al menos dos unidades geológicas componen el edificio. Slag Hill propiamente dicho consiste en flujos de lava de andesita y pequeñas cantidades de roca piroclástica. En la parte occidental de Slag Hill hay un flujo de lava que probablemente entró en erupción hace menos de 10,000 años debido a la falta de características que indiquen interacciones volcán-hielo. [5] La tuya de Slag Hill, dominada por el flujo, a 900 m (3000 pies) al noreste de Slag Hill propiamente dicha, consiste en una pila de andesita con la parte superior plana y los lados empinados. Sobresale a través de restos de material volcánico surgido de Slag Hill propiamente dicho, pero representa un respiradero volcánico separado debido a su apariencia geográfica. Este pequeño volcán subglacial posiblemente se formó hace entre 25.000 y 10.000 años a lo largo de las etapas menguantes de la glaciación Fraser. [40]
Ring Mountain , una tuya dominada por el flujo que se encuentra en la parte norte del campo volcánico del Monte Cayley, consiste en una pila de al menos cinco flujos de lava andesita que se encuentran en la cresta de una montaña. Sus flancos empinados alcanzan alturas de 500 m (1.600 pies) y están compuestos de escombros volcánicos. Esto hace que sea imposible medir la elevación exacta de su base o cuántos flujos de lava constituyen el edificio. Con una elevación de la cumbre de 2.192 m (7.192 pies), Ring Mountain tuvo su última actividad volcánica hace entre 25.000 y 10.000 años, cuando la glaciación Fraser estaba cerca de su máximo. Al noroeste de Ring Mountain se encuentra un flujo de lava andesita menor. Su química es algo diferente a otros flujos de andesita que comprenden Ring Mountain, pero probablemente surgió de un respiradero volcánico adyacente o en Ring Mountain. La parte que se encuentra más alta en elevación contiene algunas características que indican interacciones de lava-hielo, mientras que la parte de menor elevación no. Por lo tanto, este flujo de lava menor probablemente se extruyó después de que se formara Ring Mountain, pero cuando el hielo glacial cubrió un área más amplia de lo que cubre actualmente, y que el flujo de lava se extiende más allá de la región en la que existía el hielo glacial en ese momento. [41]
Segmento norte
El macizo de Mount Meager es el volcán compuesto más voluminoso de la cadena Garibaldi y la Columbia Británica, así como el más reciente en entrar en erupción. [42] Tiene un volumen de 20 km 3 (4,8 millas cúbicas) y consiste en un estratovolcán erosionado, cuya composición varía desde andesita hasta riodacita. [20] [43] Varias cúpulas de lava disecadas y tapones volcánicos están presentes en su cumbre glaciar, así como un cráter volcánico claramente definido con una cúpula de lava colocada dentro de él. [42] [43] Al menos ocho respiraderos volcánicos componen el complejo y han sido las fuentes de actividad volcánica a lo largo de los 2,2 millones de años de historia del macizo. [10] [44] Una historia bien documentada del vulcanismo está presente en el macizo del Monte Meager, con su erupción más reciente hace unos 2.350 años que fue similar en carácter a la erupción de 1980 del Monte St. Helens y la erupción continua de Soufrière Colinas de la isla de Montserrat . [43] [45] [46] Esta es la erupción explosiva del Holoceno más grande registrada en Canadá, originada en un respiradero volcánico en el flanco noreste del Plinth Peak . [43] Era de naturaleza pliniana, enviando una columna de erupción al menos a 20 km (12 millas) de altura en la estratosfera . [44] Como los vientos dominantes llevaron las cenizas de la columna hacia el este, se depositaron a través de Columbia Británica y Alberta . [47] Los flujos piroclásticos posteriores se enviaron por los flancos del Plinth Peak durante 7 km (4,3 millas) y luego fueron sucedidos por la erupción de un flujo de lava que demolió muchas veces. Esto creó gruesos escombros aglutinados que bloquearon con éxito el río Lillooet adyacente para formar un lago. Posteriormente, la presa de brechas colapsó para producir una inundación catastrófica que depositó rocas del tamaño de una casa a más de 1 km (0,62 millas) río abajo. Después de que tuvo lugar la inundación, entró en erupción un pequeño flujo de lava de dacita que luego se solidificó para formar una serie de juntas columnares bien conservadas. Esta es la última fase de la erupción de 2350 BP, y la erosión subsiguiente de la corriente ha atravesado este flujo de lava para formar una cascada. [44]
Un grupo de pequeños volcanes en la parte superior del río Bridge , conocido como Bridge River Cones , incluye estratovolcanes, tapones volcánicos y flujos de lava. Estos volcanes son diferentes a otros en todo el cinturón volcánico 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. [10]
Al noroeste, el Complejo del Glaciar Franklin es un conjunto de lecho de roca volcánica que abarca un área de 20 km (12 millas) de largo y 6 km (3,7 millas) de ancho. Tiene una elevación de más de 2.000 m (6.600 pies) y está destruida en gran parte por la erosión. Una serie de diques e intrusiones subvolcánicas componen el complejo, algunos de los cuales parecen representar respiraderos para la secuencia suprayacente de depósitos volcánicos. Los volcánicos incluyen brechas de dacita y pequeños restos de flujos de lava de andesita de hornblenda asociados con tobas que alcanzan los 450 m (1480 pies) de espesor. El complejo es poco conocido debido a estudios mínimos, pero las fechas de potasio-argón obtenidas de algunas de las intrusiones subvolcánicas indican que Franklin se formó durante dos eventos volcánicos, cada uno separado por unos cinco millones de años de inactividad. [11] El primer evento ocurrió hace entre seis y ocho millones de años cuando la actividad volcánica en el Cinturón de Garibaldi no se había trasladado a su ubicación actual, sino que se estaba volviendo más restringida desde el punto de vista aéreo dentro de una gran banda al este y al oeste. [11] [20] Durante este período, la actividad volcánica en el Cinturón de Garibaldi y otras partes del Arco de la Cascada del norte tuvo lugar principalmente en el Complejo del Glaciar Franklin y en el Cinturón Intermontano más al este. [20] Cuando el cinturón de Garibaldi se trasladó a su ubicación actual hace cinco millones de años, ocurrió otro evento volcánico en el complejo de Franklin. [11] [20] Este último y más reciente evento volcánico ocurrió hace entre dos y tres millones de años, aproximadamente un millón de años después de que el Monte Cayley al sur comenzara su formación. [11] [20]
Silverthrone Caldera es el más grande y mejor conservado de los dos complejos de calderas en la cadena norte de Garibaldi, el otro es el Complejo del Glaciar Franklin a 55 km (34 millas) al este-sureste. [7] [20] La caldera tiene un diámetro de 20 km (12 millas) y contiene brechas, flujos de lava y cúpulas de lava. Como Franklin al este-sureste, la geología de Silverthrone es poco conocida debido a estudios mínimos. La región que rodea el complejo Silverthrone está significativamente irregular debido al terreno montañoso de las Montañas Costeras. Los flancos casi verticales se extienden desde cerca del nivel del mar hasta más de 3.000 m (9.800 pies) de altura. Silverthrone es significativamente más joven que el Complejo del Glaciar Franklin al este-sureste y es probable que sus volcánicas tengan edades comparables a otras volcánicas a lo largo de la cadena Garibaldi. Las rocas volcánicas más antiguas del complejo Silverthrone Caldera están compuestas por brechas volcánicas, algunas de las cuales se fusionaron por el intenso calor volcánico de la primera erupción de los depósitos. Después de que estos volcánicos fueron depositados, una serie de flujos de lava de dacita, andesita y riolita hicieron erupción sobre brechas volcánicas de la primera fase volcánica. Estos flujos de lava erosionada en total tienen un espesor de 900 m (3000 pies). Los volcánicos en la parte inferior de esta serie de flujos de lava dan una fecha de potasio-argón de 750.000 años, mientras que los volcánicos ligeramente por encima de los flujos de lava tienen 400.000 años. La actividad volcánica más reciente produjo una serie de flujos de lava de andesita y andesita basáltica por Pashleth Creek y los valles de los ríos Machmell y Kingcome . El flujo de lava que se extiende desde cerca de Pashleth Creek hasta el valle del río Machmell tiene más de 25 km (16 millas) de longitud. Su pequeña cantidad de erosión indica que podría tener 1,000 años o menos. [7]
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). [48] 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. [48] [49] 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 y los macizos del monte Cayley y del monte Meager. [48]
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 entre 16 y 26 millones de años que se interpretan como las raíces de volcanes muy erosionados. Estos volcanes formaron parte del Arco Volcánico Cascade durante el período Mioceno y sus raíces intrusivas se extienden desde el Valle Fraser en el sur hasta el Arroyo Salal en el norte. La relación de estas aguas termales con el cinturón Garibaldi no está clara. Sin embargo, se sabe que existen algunas fuentes termales en áreas que han experimentado actividad volcánica relativamente reciente. [50] Alrededor de cinco fuentes termales existen en los valles cerca de Mount Cayley y dos pequeños grupos de fuentes termales están presentes en el macizo de Mount Meager. [36] [44] Los manantiales del macizo 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 la zona volcánica de Watts Point. [50]
Historia
Ocupación humana
La gente ha utilizado recursos en y alrededor del cinturón volcánico de Garibaldi durante siglos. La obsidiana fue recolectada por Squamish Nation para hacer cuchillos, cinceles, azuelas y otras herramientas afiladas en tiempos previos al contacto. Este material aparece en sitios que datan de 10,000 años hasta períodos de tiempo protohistóricos . La fuente de este material se encuentra en las partes superiores del terreno montañoso que rodea el monte Garibaldi. En Opal Cone, la lava del flujo Ring Creek normalmente se calentaba para cocinar alimentos porque su textura similar a la piedra pómez es capaz de mantener el calor. Tampoco se rompió después de que se usó durante un largo período de tiempo. [51]
Un gran afloramiento de piedra pómez adyacente al macizo del monte Meager se ha extraído varias veces en el pasado y se extiende más de 2.000 m (6.600 pies) de largo y 1.000 m (3.300 pies) de ancho con un espesor de aproximadamente 300 m (980 pies). ). El depósito fue contratado por primera vez por J. MacIsaac, quien murió a fines de la década de 1970. A mediados de la década de 1970, el segundo empleador, WH Willes, investigó y extrajo la piedra pómez. Fue triturado, retirado y luego almacenado cerca del pueblo de Pemberton . Posteriormente, el puente que sirvió para acceder al depósito de piedra pómez fue lavado. Las operaciones mineras se reanudaron en 1988 cuando LB Bustin puso estacas en el depósito. En 1990, DR Carefoot compró el afloramiento de piedra pómez a los propietarios B. Chore y M. Beaupre. En un programa de 1991 a 1992, los trabajadores evaluaron el depósito por sus propiedades como material de construcción, absorbente de aceite y lavado a la piedra . Aproximadamente 7.500 m 3 (260.000 pies cúbicos) de piedra pómez fueron extraídos en 1998 por Great Pacific Pumice Incorporation. [52]
Las aguas termales asociadas con Meager y Cayley han convertido a estos dos volcanes en objetivos para exploraciones geotérmicas. En Mount Cayley, se han medido temperaturas de 50 ° C (122 ° F) a más de 100 ° C (212 ° F) en pozos poco profundos en su flanco suroeste. [10] Más al norte, BC Hydro ha realizado exploraciones geotérmicas en el macizo del monte Meager desde finales de la década de 1970. Las temperaturas del fondo del pozo se han calculado en un promedio de 220 ° C (428 ° F) a 240 ° C (464 ° F), siendo 275 ° C (527 ° F) la temperatura más alta registrada. Esto indica que el área alrededor de Meager es un sitio geotérmico importante. Se espera que la energía geotérmica se extienda por todo el oeste de Canadá y es probable que se extienda al oeste de los Estados Unidos. [53]
Primeras impresiones
El cinturón de volcanes ha sido objeto de mitos y leyendas de las Primeras Naciones . Para la nación Squamish, el monte Garibaldi se llama Nch'kay . En su idioma significa "lugar sucio". Este nombre de la montaña se refiere a los escombros volcánicos de la zona. Esta montaña, como otras ubicadas en la zona, es considerada sagrada ya que juega un papel importante en su historia . En su historia oral , transmitieron una historia de la inundación que cubrió la tierra. Durante este tiempo, solo dos montañas alcanzaron su punto máximo sobre el agua, y Garibaldi fue una de ellas. Fue aquí donde los sobrevivientes restantes de la inundación amarraron sus canoas al pico y esperaron a que las aguas amainaran. El Colmillo Negro en el extremo noroeste del Lago Garibaldi y el Monte Cayley al noroeste del Monte Garibaldi se llaman ta k 'ta k mu'yin tl'a in7in'axa7en en el idioma Squamish , que significa "Lugar de Aterrizaje del Thunderbird". [54] El Thunderbird es una criatura legendaria en la historia y la cultura de los pueblos indígenas de América del Norte . Se dice que las rocas que componen The Black Tusk y Mount Cayley fueron quemadas por el rayo del Thunderbird. [54]
Protección y vigilancia
Varias características volcánicas en el cinturón de Garibaldi están protegidas por parques provinciales . El Parque Provincial Garibaldi en el extremo sur de la cadena se estableció en 1927 para proteger la abundante historia geológica, las montañas glaciares y otros recursos naturales de la región. [55] Recibió su nombre del estratovolcán de 2.678 m (8.786 pies) Monte Garibaldi, que a su vez recibió el nombre del líder militar y político italiano Giuseppe Garibaldi en 1860. [55] [56] Al noroeste, el Parque Provincial de las Cataratas de Brandywine protege Brandywine Falls, una cascada de 70 m (230 pies) de altura compuesta por al menos cuatro flujos de lava basáltica con juntas columnares. [57] [58] El origen de su nombre no está claro, pero puede haberse originado a partir de dos topógrafos llamados Jack Nelson y Bob Mollison. [58]
Como otras zonas volcánicas en Canadá, el Cinturón Volcánico de Garibaldi no es monitoreado lo suficientemente de cerca por el Servicio Geológico de Canadá para determinar qué tan activo es su sistema de magma. Esto se debe en parte a que varios volcanes de la cadena están ubicados en regiones remotas y no se han producido erupciones importantes en Canadá en los últimos cientos de años. [59] Como resultado, el monitoreo de volcanes es menos importante que tratar con otros procesos naturales, incluidos tsunamis , terremotos y deslizamientos de tierra. [59] Sin embargo, con la existencia de terremotos, se espera más vulcanismo y probablemente tendría efectos considerables, particularmente en una región como el suroeste de la Columbia Británica, donde los volcanes Garibaldi se encuentran en un área densamente poblada. [9] [59]
Peligros volcánicos
Los volcanes que componen la cadena Garibaldi se encuentran adyacentes a la parte suroeste densamente poblada de la Columbia Británica. [9] A diferencia del arco de la cascada central, la actividad volcánica renovada en el cinturón de Garibaldi en un solo alimentador para crear estratovolcanes no es típica. En cambio, la actividad volcánica da como resultado la formación de campos volcánicos. De todo el arco de la cascada, la cadena Garibaldi tiene la tasa más baja de actividad volcánica. [20] En los últimos dos millones de años, el volumen de material erupcionado en el Cinturón de Garibaldi ha sido menos del 10% del de los estados de California y Oregón en EE. UU. Y aproximadamente el 20% del del estado de Washington en EE. UU. [42] Como resultado, el riesgo de erupciones en esta parte del Arco de la cascada es menor. Los volcanes y los campos volcánicos individuales permanecen tranquilos durante un largo período de tiempo y es posible que ciertos respiraderos nunca vuelvan a entrar en erupción. Sin embargo, ha tenido lugar una actividad volcánica considerable en el pasado geológicamente reciente, más notablemente la erupción explosiva que ocurrió en el macizo del Monte Meager hace 2.350 años. [20]
Jack Souther , una autoridad líder en recursos geotérmicos y vulcanismo en la Cordillera canadiense, ha declarado, "en la actualidad los volcanes del cinturón de Garibaldi están tranquilos, se presume muertos pero aún no completamente fríos. Pero el estallido de Meager Mountain hace 2.500 años plantea la pregunta, '¿Podría suceder de nuevo?' ¿Fue la erupción explosiva de Meager Mountain el último suspiro del Cinturón Volcánico de Garibaldi o solo el evento más reciente en su vida? La respuesta corta es que nadie lo sabe con certeza ... Así que, por si acaso, a veces hago una revisión rápida. de los viejos puntos calientes cuando me levanto de la silla Peak ... " [60] Las imágenes sísmicas recientes de los empleados del Servicio Geológico de Canadá respaldaron los estudios de la sonda litográfica en la región de Mount Cayley en los que los científicos encontraron un gran reflector interpretado como una piscina de roca fundida aproximadamente a 15 km (9,3 millas) por debajo de la superficie. La existencia de fuentes termales en el macizo Mount Meager y Mount Cayley indica que el calor magmático todavía está presente debajo o cerca de estos volcanes. Esta larga historia de actividad volcánica a lo largo de un límite de placa aún activo indica que las erupciones volcánicas en el cinturón de Garibaldi no han terminado y persisten los riesgos de futuras erupciones. [20]
Tefra
La mayor amenaza de los volcanes en la cadena Garibaldi probablemente se deba a la tefra liberada durante las erupciones explosivas. [20] El macizo de Mount Meager, en particular, representa una gran amenaza a larga distancia para las comunidades en todo el sur de la Columbia Británica y Alberta debido a su explosiva historia. [44] Se estima que se han producido más de 200 erupciones a lo largo de todo el Arco Volcánico Cascade en los últimos 12.000 años, muchas de ellas en los Estados Unidos. Muchas erupciones en el oeste de Estados Unidos han enviado grandes cantidades de tefra al sur de la Columbia Británica. Sin embargo, todas las ciudades principales en el suroeste de Columbia Británica con poblaciones de más de 100.000 se encuentran al oeste del cinturón volcánico de Garibaldi y los vientos predominantes viajan hacia el este. Por lo tanto, es menos probable que estas comunidades tengan grandes cantidades de tefra. En el Continente Inferior , una capa de ceniza volcánica de 10 cm (3,9 pulgadas) de espesor puede depositarse una vez cada 10.000 años y 1 cm (0,39 pulgadas) una vez cada 1.000 años. Es más común esperar cantidades menores de ceniza volcánica. Durante la erupción del monte St. Helens en 1980, se depositó 1 mm (0,039 pulgadas) de tefra desde el sureste de Columbia Británica hasta Manitoba . [20]
Aunque todas las ciudades principales del suroeste de la Columbia Británica están ubicadas al oeste de la cadena Garibaldi, se espera que las futuras erupciones del monte Garibaldi tengan un impacto significativo en los municipios adyacentes de Squamish y Whistler . Una columna de erupción liberada durante la actividad de Peléan descargaría grandes cantidades de tefra que pondrían en peligro la aeronave. Tephra también puede derretir las grandes capas de hielo glaciar al este de Garibaldi y causar inundaciones. Posteriormente, esto podría poner en peligro los suministros de agua del lago Pitt y las pesquerías del río Pitt . Una erupción explosiva y la tefra asociada también pueden crear dificultades de suministro de agua temporales o a largo plazo para Vancouver y la mayor parte del sur de Columbia Británica. El depósito de agua para el área de drenaje del Gran Vancouver está al sur del Monte Garibaldi. [27]
Deslizamientos de tierra y lahares
Se han producido varios deslizamientos de tierra y lahares en todo el cinturón de Garibaldi. En el macizo de Mount Meager, se han producido deslizamientos de tierra considerables desde Pylon Peak y Devastator Peak en los últimos 10,000 años que han alcanzado más de 10 km (6.2 millas) río abajo en el valle del río Lillooet. Al menos dos deslizamientos de tierra significativos del flanco sur de Pylon Peak hace 8.700 y 4.400 años arrojaron escombros volcánicos en el valle adyacente de Meager Creek . [61] Más recientemente, un gran deslizamiento de tierra del glaciar Devastation sepultó y mató a un grupo de cuatro geólogos el 22 de julio de 1975. [62] El volumen estimado de este deslizamiento de tierra es 13.000.000 m 3 (460.000.000 pies cúbicos). [63] Un deslizamiento de tierra considerable tan grande como el más grande de Meager durante el Holoceno probablemente produciría un lahar que devastaría la mayor parte del crecimiento en el valle del río Lillooet. Si tal evento ocurriera sin que las autoridades lo identificaran, que enviarían una advertencia pública, mataría a cientos o incluso miles de residentes. Debido a esto, los programas de computadora podrían identificar la información que se acerca y activar un aviso automático cuando se identifica un lahar grande. Existe un sistema similar para identificar tales lahares en Mount Rainier en el estado estadounidense de Washington. [45]
Se han producido grandes deslizamientos de tierra del macizo del Monte Cayley en su flanco occidental, incluida una gran avalancha de escombros hace unos 4.800 años que arrojó una extensión de área de 8 km 2 (3,1 millas cuadradas) de material volcánico en el fondo del valle adyacente. Esto bloqueó el río Squamish durante un largo período de tiempo. [64] Aunque no se conocen erupciones del macizo en los últimos 10.000 años, está asociado con un grupo de aguas termales. [20] [36] Evans (1990) ha indicado que varios deslizamientos de tierra y flujos de escombros en el macizo del Monte Cayley en los últimos 10,000 años podrían haber sido causados por la actividad volcánica. [20] Desde el deslizamiento de tierra de 4.800 BP, se han producido varios deslizamientos de tierra menores. [64] En 1968 y 1983, se produjeron una serie de deslizamientos de tierra que causaron daños considerables a los caminos de tala y los rodales forestales, pero no causaron víctimas. [sesenta y cinco]
Flujos de lava
La amenaza de los flujos de lava en el cinturón de Garibaldi es menor a menos que una erupción tenga lugar en invierno o debajo o adyacentes a áreas de hielo glacial, como campos de hielo . Cuando la lava fluye sobre grandes áreas de nieve, crea agua de deshielo. Esto puede producir lahares que podrían fluir más lejos que las lavas asociadas. Si el agua entrara en un respiradero volcánico que está haciendo erupción de lava basáltica, puede crear una erupción explosiva masiva. Estas explosiones son generalmente más extremas que las que ocurren durante las erupciones basálticas normales. Por lo tanto, la existencia de agua, nieve o hielo glacial en un respiradero volcánico aumentaría el riesgo de que una erupción tuviera un gran impacto en la región circundante. Las erupciones subglaciales también han causado inundaciones catastróficas por estallidos glaciares. [20]
Ver también
- Cinturón volcánico de Anahim
- Geología de la Columbia Británica
- Geología del Pacífico Noroeste
- Lista de volcanes en cascada
- Lista de volcanes en Canadá
- Grupo de sonido de Milbanke
- Provincia volcánica de la Cordillera del Norte
- Vulcanología de Canadá
- Vulcanología del oeste de Canadá
- Campo volcánico Wells Gray-Clearwater
Referencias
Este artículo incorpora material de dominio público de sitios web o documentos del Servicio Geológico de los Estados Unidos .
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enlaces externos
- Mapa del cinturón volcánico de Garibaldi