El campo volcánico de Mount Cayley es una zona volcánica remota en la costa sur de la Columbia Británica , Canadá , que se extiende 31 km (19 millas) desde el campo de hielo de Pemberton hasta el río Squamish . Forma un segmento del cinturón volcánico de Garibaldi , la parte canadiense del arco volcánico en cascada , que se extiende desde el norte de California hasta el suroeste de la Columbia Británica. La mayoría de los volcanes Cayley se formaron durante períodos de vulcanismo bajo capas de hielo glacial durante el último período glacial . Estas erupciones subglaciales se formaronvolcanes escarpados, de cima plana y domos de lava subglacial , la mayoría de los cuales han sido completamente expuestos por desglaciación. Sin embargo, al menos dos volcanes son anteriores al último período glacial y ambos están altamente erosionados. El campo recibe su nombre del Monte Cayley , el volcán más grande y persistente, ubicado en el extremo sur del campo de hielo Powder Mountain . Este campo de hielo cubre gran parte de la parte central del campo volcánico y es uno de los varios campos glaciares en la Cordillera del Pacífico de las Montañas Costeras .
Campo volcánico del monte Cayley | |
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MCVF | |
Localización | New Westminster Land District, Columbia Británica, Canadá |
Coordenadas | 50 ° 07′13 ″ N 123 ° 17′26 ″ O / 50.12028 ° N 123.29056 ° WCoordenadas : 50 ° 07′13 ″ N 123 ° 17′26 ″ O / 50.12028 ° N 123.29056 ° W |
Largo | 31 km (19 millas) |
Ancho | 6 km (3,7 millas) |
Geología | Flujos de lava , estratovolcanes , volcanes subglaciales |
Las erupciones a lo largo del campo comenzaron hace entre 1,6 y 5,3 millones de años. Se han producido al menos 23 erupciones a lo largo de su historia eruptiva. Esta actividad volcánica variaba de efusiva a explosiva , con composiciones de magma que iban desde basálticas hasta riolíticas . Debido a que el campo volcánico del Monte Cayley tiene una gran elevación y consiste en un grupo de volcanes en su mayoría de gran altitud, que no se superponen, es probable que la actividad subglacial haya ocurrido bajo menos de 800 m (2600 pies) de hielo glacial. El estilo de esta glaciación promovió el escape de agua de deshielo durante las erupciones. El perfil escarpado del campo volcánico y sus accidentes geográficos subglaciales apoyan esta hipótesis. Como resultado, las características volcánicas en el campo que interactuaron con el hielo glacial carecen de rocas que muestren evidencia de abundante agua durante la erupción, como hialoclastita y lava almohadillada .
De todo el campo volcánico, la parte sur tiene los volcanes más conocidos. Aquí, al menos 11 de ellos están situados en la cima de una cresta montañosa larga y estrecha y en valles fluviales adyacentes . La parte central contiene al menos cinco volcanes situados en el campo de hielo Powder Mountain. Al norte, dos volcanes forman un área escasa de vulcanismo. Muchos de estos volcanes se formaron hace entre 0.01 y 1.6 millones de años, algunos de los cuales muestran evidencia de actividad volcánica en los últimos 10,000 años.
Geología
Formación
El campo volcánico del Monte Cayley se formó como resultado de 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. [1] 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 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 terremoto masivo. [2]
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. [3] 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. [4] Sin embargo, al igual que otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente, similar a un manantial gigante. [2] 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 . [5] Sin embargo, los terremotos a lo largo de la zona de subducción de Cascadia son menos comunes 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. [3]
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. [5]
Volcanes subglaciales
En medio del campo volcánico del monte Cayley hay 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. [6] 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 los restos de material volcánico que brotó 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 . [7]
Cauldron Dome , un volcán subglacial al norte del monte Cayley, se encuentra al oeste del campo de hielo Powder Mountain. Al igual que Slag Hill, 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, consiste en una pila de lava andesita de lados empinados y cima plana 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. [8]
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 lo hace hasta el día de hoy, y la lava fluyó más allá de la región en la que existía el hielo glacial en ese momento. [9]
Al norte se encuentra Little Ring Mountain , otra 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 tres flujos de lava de andesita que se encuentran en la cresta de una montaña. Sus flancos empinados alcanzan alturas de 240 m (790 pies) y están compuestos de escombros volcánicos. Esto hace que sea imposible medir su elevación exacta de la base o cuántos flujos de lava comprenden el edificio. Con una elevación de la cumbre de 2.147 m (7.044 pies), Little Ring Mountain tuvo su última actividad volcánica hace entre 25.000 y 10.000 años cuando la glaciación Fraser estaba cerca de su máximo. [10]
Ember Ridge , una cresta montañosa entre el pico Tricouni y el monte Fee, consta de al menos ocho domos de lava compuestos 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 la cresta de la montaña. 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. [11] 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). [12] Ember Ridge Northwest, la cúpula subglacial más circular, comprende al menos un flujo de lava. [13] Ember Ridge Southeast es el más complejo de los domos 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. [14] 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. [15] Ember Ridge West comprende solo un flujo de lava que alcanza un espesor de 60 m (200 pies). [dieciséis]
Mount Brew , a 18 km (11 millas) al suroeste de la ciudad turística de Whistler , es una cúpula de lava de 1.757 m (5.764 pies) de altura compuesta de andesita o dacita que probablemente se formó subglacialmente hace entre 25.000 y 10.000 años. [17] [18] Contiene dos masas de roca que pueden parecerse a flujos de lava marginal de hielo . Estos edificios no se han estudiado en detalle, pero podrían haberse formado durante el mismo período que las cúpulas subglaciales de Ember Ridge debido a sus estructuras, juntas columnares y composiciones. [17]
Edificios erosionados
El macizo del monte Cayley , de 2.385 m (7.825 pies) de altura, es el volcán más grande y persistente del campo volcánico del monte Cayley. Es un estratovolcán altamente erosionado compuesto por lava de dacita y riodacita que se depositó durante tres fases de actividad volcánica. [19] [20] La primera fase eruptiva comenzó hace unos cuatro millones de años con la erupción de flujos de lava dacita y roca piroclástica. [20] Esto resultó en la creación del monte Cayley propiamente dicho. [19] 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. [20] Después de la construcción del monte Cayley propiamente dicho, estallaron coladas de lava, tefra y escombros de dacita soldada. [19] 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 propiamente dicho. [19] [20] Una disección prolongada de un período prolongado de erosión demolió gran parte del estratovolcán original. 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. [19] [20] Esto posteriormente creó dos cúpulas de lava parasitarias menores hace 200.000 años. [20] Estos tres eventos volcánicos contrastan con varios otros alrededor de Cayley en que no muestran signos de interacción con el hielo glacial. [19]
Inmediatamente al sureste del monte Cayley se encuentra el monte Fee , un volcán extensamente erosionado que contiene una cresta de tendencia norte-sur. Tiene una elevación de 2.162 m (7.093 pies) y es una de las características volcánicas más antiguas en el campo volcánico del Monte Cayley. 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. Los productos restantes de la primera actividad volcánica de Fee son 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 depositaron 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. [21]
Pali Dome , ubicado al norte y noreste de Mount Cayley, es un volcán erosionado en el campo volcánico central de Mount Cayley. Al igual que Cauldron Dome, 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 este del campo de hielo Powder Mountain. 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. [22] 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). [22] 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. [23] 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. [23]
Flujos de lava
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 sin refugio. 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. [24]
Tricouni Southeast, 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. [25]
Expuestos a lo largo del río Cheakamus y sus afluentes se encuentran los basaltos del valle de Cheakamus . Aunque no está necesariamente mapeado como parte del campo Cayley, esta secuencia de flujos de lava basáltica es geológicamente similar y comparable en edad a las características volcánicas que son parte de este campo volcánico. 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 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 . [26]
Petrografía
La lava de andesita de Ember Ridge comprende un 55% de vidrio volcánico de color verde parduzco con una matriz traquítica de plagioclasa . Aproximadamente el 35% de la andesita de Ember Ridge contiene fenocristales de hornblenda , augita , plagioclasa y ortopiroxeno y existen como cristales y coágulos aislados. Una característica al sur de Ember Ridge, conocida extraoficialmente como Betty's Bump, comprende andesita con fenocristales de plagioclasa, augita y olivino . El vidrio volcánico marrón oscuro compone la andesita de Betty's Bump hasta en un 20%. La relación de Betty's Bump con Ember Ridge no está clara, pero probablemente representa una característica volcánica separada debido a su aislamiento topográfico. [1]
Little Ring Mountain en el extremo norte del campo contiene al menos un 70% de vidrio volcánico marrón con fenocristales aislados de plagioclasa. Las texturas vesiculares son de hasta un 5%, lo que sugiere que la lava hizo erupción subaérea . Se han identificado probables xenocrysts de cuarzo en el volcán. Se ha encontrado al menos un fragmento de xenolito en los escombros sueltos del volcán e incluía varios xenocrysts de cuarzo y xenolitos de cuarzo policristalino en una matriz vítrea con plagioclasa traquítica. [1]
Las dacitas volcánicas que componen Mount Fee contienen vidrio volcánico marrón hasta en un 70% y texturas vesiculares hasta en un 15%. Aproximadamente el 25% de los volcánicos contienen contenido de cristales, que incluyen plagioclasa, hornblenda, ortopiroxeno, ortoclasa y cuarzo esporádico. Se interpreta que los cristales de ortoclasa representan fragmentos de roca que se envolvieron durante el endurecimiento de las lavas dacíticas. Una parte del flanco suroeste del monte Fee no comprende vidrio volcánico, sino que está compuesta por una matriz criptocristalina anormal . Esto indica que podría haberse desarrollado como parte de una intrusión subvolcánica . [1]
En Ring Mountain, la andesita comprende un 70% de vidrio volcánico marrón y texturas vesiculares hasta un 15%. La matriz plagioclástica es traquítica. Augita, biotita, plagioclasa y hornblenda se presentan como microfenocristales y comprenden del 1% al 7% de la andesita. Las pequeñas calidades de cuarzo son comunes y ocurren como microxenocrysts. Es probable que existan microxenocristales de ortoclasa en la andesita de Ring Mountain. [1]
La andesita en Slag Hill consiste en un 70% de vidrio volcánico marrón oscuro con diversos grados de textura traquítica en la matriz plagioclástica y menos del 5% de la andesita comprende texturas vesiculares. La plagioclasa, la hornblenda y la augita se encuentran principalmente en forma de fenocristales y comprenden del 1% al 10% de la andesita. Los cristales de ortoclasa se encuentran ocasionalmente y probablemente representan xenocristales. [1]
Actividad geotérmica y sísmica
Al menos cuatro eventos sísmicos han ocurrido en Mount Cayley desde 1985 y es el único volcán que ha registrado actividad sísmica en el campo. [27] Esto sugiere que el volcán todavía contiene un sistema de magma activo, lo que indica la posibilidad de una futura actividad eruptiva. [28] Aunque los datos disponibles no permiten una conclusión clara, esta observación indica que algunos volcanes en el campo de Mount Cayley pueden estar activos, con peligros potenciales significativos. Esta actividad sísmica se correlaciona tanto con algunos de los volcanes más jóvenes de Canadá como con volcanes de larga duración con una historia de actividad explosiva significativa, como el Monte Cayley. [27] Las imágenes sísmicas recientes de los empleados de Natural Resources Canada apoyaron los estudios de la sonda litográfica en la región de Mount Cayley que crearon un gran reflector interpretado como un charco de roca fundida aproximadamente a 15 km (9,3 millas) por debajo de la superficie. [29] Se estima que mide 3 km (1,9 millas) de largo y 1 km (0,62 millas) de ancho con un espesor de menos de 1,6 km (0,99 millas). Se entiende que el reflector es un complejo de alféizar asociado con la formación del Monte Cayley. Sin embargo, los datos disponibles no descartan la probabilidad de que se trate de un cuerpo de roca fundida creado por la deshidratación de la placa Juan de Fuca subducida. Se encuentra justo debajo de la litosfera débil como las que se encuentran debajo de los volcanes de la zona de subducción en Japón . [30]
Existen al menos cinco fuentes termales en los valles cerca de Mount Cayley, lo que proporciona más evidencia de actividad magmática. [19] Esto incluye manantiales encontrados en Shovelnose Creek y Turbid Creek en el flanco sur del Monte Cayley y Brandywine Creek en el flanco este del campo volcánico. [31] Generalmente se encuentran en áreas de actividad volcánica que son geológicamente jóvenes. A medida que el agua de la superficie regional se filtra hacia abajo a través de las rocas debajo del campo de Mount Cayley, alcanza áreas de altas temperaturas que rodean un depósito de magma activo o recientemente solidificado. Aquí, el agua se calienta, se vuelve menos densa y vuelve a la superficie a lo largo de fisuras o grietas. Estas características a veces se denominan volcanes moribundos porque parecen representar la última etapa de la actividad volcánica a medida que el magma en profundidad se enfría y endurece. [32]
Historia humana
Ocupación
Varias características volcánicas en el campo de Mount Cayley fueron ilustradas por el vulcanólogo Jack Souther en 1980, incluyendo Mount Cayley, Cauldron Dome, Slag Hill, Mount Fee, Ember Ridge y Ring Mountain, que en ese momento se titulaba Crucible Dome . Esto resultó en la creación de un mapa geológico que mostraba el terreno regional y la ubicación de los volcanes. [1] El estudio más detallado de Mount Cayley tuvo lugar durante este período. [19] Little Ring Mountain en el extremo norte del campo no se había estudiado en ese momento y no se incluyó en el mapa de Souther de 1980. [1] Ember Ridge en el extremo sur del campo fue originalmente mapeado como un grupo de cinco domos de lava. El sexto domo de lava, Ember Ridge Northeast, fue descubierto por Ph.D. estudiante Melanie Kelman durante un período de investigación en 2001. [12] [28]
Las aguas termales adyacentes al monte Cayley han convertido el campo volcánico en un objetivo para la exploración geotérmica. Se han identificado al menos 16 sitios geotérmicos en Columbia Británica, siendo Mount Cayley una de las seis áreas con mayor capacidad para el desarrollo comercial. Otros incluyen Meager Creek y Pebble Creek cerca de Pemberton , Lakelse Hot Springs cerca de Terrace , Mount Edziza en Tahltan Highland y Lillooet Fault Zone entre Harrison Lake y la comunidad de Lillooet . [33] Se han medido temperaturas de 50 ° C (122 ° F) a más de 100 ° C (212 ° F) en pozos poco profundos en el flanco suroeste del monte Cayley. [20] Sin embargo, su terreno severo dificulta el desarrollo de una central eléctrica de 100 megavatios en el área. [33]
Primeras impresiones
La línea de volcanes ha sido objeto de mitos y leyendas de las Primeras Naciones . Para la nación Squamish , el monte Cayley se llama ta k 'ta k mu'yin tl'a in7in'axa7en . En su idioma significa "Lugar de aterrizaje del Thunderbird". [34] El Thunderbird es una criatura legendaria en la historia y la cultura de los pueblos indígenas de América del Norte . Cuando el pájaro bate sus alas, se crea un trueno y un rayo se origina en sus ojos. [35] Se dice que las rocas que forman el Monte Cayley fueron quemadas por el rayo del Thunderbird. Esta montaña, como otras de la zona, se considera sagrada porque juega un papel importante en su historia . El Colmillo Negro , un pináculo de roca volcánica negra en la orilla norte del lago Garibaldi al sureste, sostiene el mismo nombre. [34] El uso ceremonial cultural, la caza, la captura y la recolección de plantas ocurren alrededor del área del Monte Garibaldi , pero el recurso más importante fue un material lítico llamado obsidiana . La obsidiana es un vidrio volcánico negro que se utiliza para fabricar cuchillos, cinceles, azuelas y otras herramientas afiladas en tiempos previos al contacto. También se recolectó riodacita vítrea de varios afloramientos menores en los flancos de Mount Fee, Mount Callaghan y Mount Cayley. Este material aparece en los sitios de caza de cabras y en el refugio rocoso de Elaho, que en conjunto datan de unos 8.000 a 100 años. [35]
Una serie de picos volcánicos en el campo de Mount Cayley fueron nombrados por montañeros que exploraron el área a principios del siglo XX. Mount Fee fue nombrado en septiembre de 1928 por el montañista británico Tom Fyles en honor a Charles Fee (1865-1927), quien en ese momento era miembro del British Columbia Mountaineering Club en Vancouver . [36] Hacia el noroeste, el monte Cayley fue nombrado en septiembre de 1928 por Tom Fyles en honor a Beverley Cochrane Cayley durante una expedición de escalada con el Club Alpino de Canadá . Cayley era amigo de los de la expedición de escalada y había muerto en Vancouver el 8 de junio de 1928 a la edad de 29 años. Fyles tomó fotografías del monte Cayley durante la expedición de 1928 y se publicaron en el Canadian Alpine Journal Vol XX de 1931 . [37]
Protección y vigilancia
Al menos una característica del campo volcánico de Mount Cayley está protegida como parque provincial . El Parque Provincial Brandywine Falls en el extremo sureste del campo se estableció para proteger Brandywine Falls, una cascada de 70 m (230 pies) de altura en Brandywine Creek. Está compuesto por al menos cuatro flujos de lava de los basaltos del valle de Cheakamus. Están expuestos en acantilados que rodean las cataratas con una secuencia estrecha de grava que se encuentra sobre la unidad de lava más antigua. Se interpreta que estos flujos de lava han sido expuestos por la erosión durante un período de inundaciones catastróficas y el valle en el que se encuentran estas lavas es significativamente más grande que el río dentro de él. La inundación masiva que dio forma al valle ha sido objeto de estudios geológicos por Catherine Hickson y Andree Blais-Stevens. Se ha propuesto que podría haber habido inundaciones importantes durante las etapas menguantes del último período glacial, ya que el drenaje en un valle más al norte se bloqueó con restos de hielo glacial. Otra posible explicación es que las erupciones subglaciales crearon grandes cantidades de agua de deshielo glacial que barrió la superficie de los flujos de lava expuestos. [26]
Al igual que otras zonas volcánicas en el cinturón de Garibaldi, los volcanes en el campo Mount Cayley no son monitoreados lo suficientemente de cerca por el Servicio Geológico de Canadá para determinar qué tan activos son sus sistemas de magma. Esto se debe en parte a que el campo está ubicado en una región remota y no se han producido erupciones importantes en Canadá en los últimos cientos de años. Como resultado, el monitoreo de volcanes es menos importante que lidiar con otros procesos naturales, incluidos tsunamis , terremotos y deslizamientos de tierra. [38] Sin embargo, con la existencia de terremotos, se espera más vulcanismo y probablemente tendría efectos considerables, particularmente en una región como el suroeste de Columbia Británica, donde el cinturón de Garibaldi se encuentra en un área densamente poblada. [38] [39] Debido a estas preocupaciones, el apoyo significativo de científicos universitarios canadienses ha resultado en la construcción de una línea de base de conocimiento sobre el estado de los volcanes Garibaldi. Esta mejora es continua y apoyará la comprensión para monitorear los volcanes en el campo Mount Cayley para el vulcanismo futuro. [38]
Peligros volcánicos
El campo Mount Cayley es una de las zonas volcánicas más grandes del cinturón Garibaldi. Las zonas más pequeñas incluyen el campo volcánico del lago Garibaldi que rodea el lago Garibaldi y los conos del río Bridge en el flanco norte del río Bridge superior . Estas áreas son adyacentes a la esquina suroeste poblada de Canadá, donde la población de Columbia Británica es mayor. [29]
Una gran erupción volcánica de cualquier volcán en el campo de Mount Cayley tendría efectos importantes en la autopista Sea-to-Sky y en municipios como Squamish , Whistler, Pemberton y probablemente Vancouver. Debido a estas preocupaciones, el Servicio Geológico de Canadá planea crear mapas de peligro y planes de emergencia para el Monte Cayley, así como para el macizo del Monte Meager al norte del campo volcánico, que experimentó una gran erupción volcánica hace 2.350 años similar a la de 1980. erupción del monte St. Helens . [28] [39]
Deslizamientos de tierra
Como muchos otros volcanes en el cinturón volcánico de Garibaldi, el monte Cayley ha sido la fuente de varios deslizamientos de tierra importantes. Hasta la fecha, la mayoría de los estudios geológicos del campo Mount Cayley se han centrado en los peligros de deslizamientos de tierra junto con el potencial geotérmico. Una gran avalancha de escombros hace unos 4.800 años arrojó 8 km 2 (3,1 millas cuadradas) de material volcánico en el valle adyacente de Squamish. [1] Esto bloqueó el río Squamish durante un largo período de tiempo. [40] Evans (1990) ha indicado que varios deslizamientos de tierra y flujos de escombros en Mount Cayley en los últimos 10,000 años podrían haber sido causados por actividad volcánica. [29] Desde la gran avalancha de escombros hace 4.800 años, se han producido varios deslizamientos de tierra menores, incluido uno hace 1.100 años y otro hace 500 años. [40] Ambos deslizamientos de tierra finalmente bloquearon el río Squamish y crearon lagos río arriba que duraron un tiempo limitado. [41] 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. [42] Los futuros deslizamientos de tierra del monte Cayley y la posible construcción de represas en el río Squamish son peligros geológicos importantes para el público en general, así como para el desarrollo económico del valle de Squamish. [41]
Erupciones
La actividad eruptiva en el campo volcánico del monte Cayley es típica del vulcanismo pasado en otras partes del cinturón de Garibaldi. Grandes terremotos ocurrirían bajo el campo volcánico con semanas o años de anticipación a medida que la roca fundida se entromete en la litosfera rocosa de la Tierra . La extensión de los terremotos y los sismógrafos locales en esta región advertirían al Servicio Geológico de Canadá y posiblemente causarían una mejora en el monitoreo. Mientras la roca fundida atraviesa la corteza, el tamaño del volcán vulnerable a una erupción probablemente aumentaría y el área se rompería, creando mucha más actividad hidrotermal en las aguas termales regionales y la formación de nuevos manantiales o fumarolas . Pueden producirse avalanchas de rocas pequeñas y probablemente importantes que podrían represar el cercano río Squamish durante un período de tiempo limitado, como las que ocurrieron en el pasado sin actividad sísmica y deformaciones relacionadas con la actividad magmática. En algún momento, el magma subsuperficial producirá erupciones freáticas y lahares . En este momento, la autopista 99 estaría fuera de servicio y los residentes de Squamish tendrían que viajar lejos de la zona eruptiva. [27]
Si bien la roca fundida se acerca a la superficie, lo más probable es que cause más fragmentación, lo que desencadenaría una erupción explosiva que podría producir una columna de erupción con una elevación de 20 km (12 millas) y podría mantenerse durante 12 horas. [27] Una erupción explosiva bien documentada en el cinturón de Garibaldi con tal fuerza es la erupción del macizo del monte Meager hace 2.350 años, que depositó cenizas tan al este como Alberta . [43] Esto pondría en peligro el tráfico aéreo y tendría que tomar otra ruta lejos de la zona eruptiva. Todos los aeropuertos enterrados bajo una caída piroclástica estarían fuera de servicio, incluidos los de Vancouver, Victoria , Kamloops , Prince George y Seattle . La tefra destruiría líneas de transmisión de energía , antenas parabólicas , computadoras y otros equipos que funcionan con electricidad. Por lo tanto, se desconectarían teléfonos, radios y celulares . Las estructuras no construidas para contener material pesado probablemente se derrumbarían bajo el peso de la tefra. La ceniza de la columna de erupción se hundiría sobre el área de ventilación para crear flujos piroclásticos y viajaría hacia el este y el oeste por los valles cercanos de los ríos Cheakamus y Squamish. Estos probablemente tendrían un impacto significativo en el salmón en los ríos asociados y causarían un derretimiento considerable del hielo glacial para producir flujos de escombros que pueden extenderse al lago Daisy y Squamish y causar daños significativos. La columna de erupción luego viajaría hacia el este y extraería viajes aéreos a través de Canadá desde Alberta hasta Terranova y Labrador . [27]
Las erupciones explosivas pueden disminuir y ser seguidas por la erupción de lava viscosa para formar un domo de lava en el cráter recién formado. Las precipitaciones desencadenarían con frecuencia lahares y estos continuamente crearían problemas en los valles de los ríos Squamish y Cheakamus. Si la cúpula de lava continúa creciendo, eventualmente se elevará por encima del borde del cráter. La lava se enfría y se expande y luego puede producir deslizamientos de tierra para crear una zona masiva de talud en bloques en el valle del río Squamish. Mientras la cúpula de lava crece, con frecuencia se hundiría para crear grandes flujos piroclásticos que volverían a viajar por los valles adyacentes de los ríos Squamish y Cheakamus. La tefra alejada de los flujos piroclásticos crearía columnas de ceniza con elevaciones de al menos 10 km (6.2 millas), depositando repetidamente tefra en las comunidades de Whistler y Pemberton y nuevamente interrumpiendo el tráfico aéreo regional. La lava de la cúpula inestable puede crear ocasionalmente flujos piroclásticos menores, explosiones y columnas de erupción. La comunidad de Squamish sería abandonada, la autopista 99 estaría fuera de servicio y destruida, y el tráfico adyacente a Vancouver, Pemberton y Whistler seguiría obligado a viajar por una ruta hacia el este que es más larga que la autopista 99. [27]
Es probable que las erupciones continúen durante un período de tiempo, seguido de años de disminución de la actividad secundaria. La lava que se solidifica colapsa ocasionalmente partes del volcán para crear flujos piroclásticos. Los escombros en los flancos del volcán y en los valles ocasionalmente se liberan para formar flujos de escombros. Se necesitarían construcciones importantes para reparar la comunidad de Squamish y la autopista 99. [27]
Ver también
- Valle de Callaghan
- Geología de la Columbia Británica
- Rangos de Lillooet
- Lista de volcanes en cascada
- Lista de volcanes en Canadá
- Campo volcánico Squamish
- Vulcanología del oeste de Canadá
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
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