Arco de las cascadas canadienses

El Arco de las Cascadas Canadienses , también llamado las Cascadas Canadienses , es el segmento canadiense del Arco Volcánico de las Cascadas de América del Norte . Ubicado completamente dentro de la provincia canadiense de Columbia Británica , se extiende desde las Montañas Cascade en el sur hasta las Montañas Costeras en el norte. Específicamente, el extremo sur de las Cascadas Canadienses comienza en la frontera entre Canadá y Estados Unidos . Sin embargo, los límites específicos del extremo norte no se conocen con precisión y la geología en esta parte del arco volcánico es poco conocida. Es ampliamente aceptado por los geólogos que el Arco de las Cascadas Canadienses se extiende a través de las Cordilleras del Pacífico de las Montañas Costeras. Sin embargo, otros han expresado su preocupación de que el arco volcánico posiblemente se extienda más al norte hacia las Cordilleras Kitimat , otra subdivisión de las Montañas Costeras, e incluso tan al norte como Haida Gwaii (antes conocida como las Islas de la Reina Carlota).

Durante los últimos 29 millones de años, el Arco de las Cascadas canadiense ha estado haciendo erupción en una cadena de volcanes a lo largo de la costa de Columbia Británica . Al menos cuatro zonas volcánicas en Columbia Británica están relacionadas con el vulcanismo del Arco de las Cascadas . Esto incluye una gran meseta volcánica en el interior y tres cinturones volcánicos lineales en la costa. Se formaron durante diferentes períodos geológicos, separados por millones de años, y ocurren en tres regiones conocidas como el arco posterior , el arco principal y el arco anterior . El más joven de los tres cinturones ha estado activo esporádicamente durante los últimos 4,0 a 3,0 millones de años, y la última erupción posiblemente haya tenido lugar en los últimos 1000 años. Hace unos 2350 años, se produjo una gran erupción explosiva que envió una enorme columna de ceniza a la atmósfera . Esta se reconoce como la erupción volcánica más grande en todo Canadá en los últimos 10 000 años.

En tiempos históricos, el Arco de las Cascadas canadiense ha sido considerablemente menos activo que la parte estadounidense del arco volcánico. Tampoco hay registros de erupciones históricas. Sin embargo, el arco volcánico representa una amenaza para la región circundante. Cualquier peligro volcánico , desde deslizamientos de tierra hasta erupciones, podría representar un riesgo significativo para los seres humanos y la vida silvestre. Aunque no hay erupciones históricas en el Arco de las Cascadas canadiense, es muy probable que la actividad eruptiva se reanude; si esto sucediera, se organizarían rápidamente esfuerzos de socorro. Equipos como el Plan Interagencial de Notificación de Eventos Volcánicos (IVENP) están preparados para notificar a las personas amenazadas por erupciones volcánicas.

El Arco de las Cascadas se creó originalmente por subducción de la ahora desaparecida Placa Farallón en la zona de subducción de Cascadia. Después de 28 millones de años, la Placa Farallón se segmentó para formar la Placa Juan de Fuca , que continúa subduciendo bajo el noroeste del Pacífico de América del Norte. ^[1] En los últimos millones de años, el vulcanismo ha disminuido a lo largo del arco volcánico. La explicación probable radica en la tasa de convergencia entre las placas Juan de Fuca y Norteamérica. Estas dos placas tectónicas convergen actualmente de 3 cm (1,2 pulgadas) a 4 cm (1,6 pulgadas) por año. Esto es solo aproximadamente la mitad de la tasa de convergencia de hace siete millones de años. ^[2]

Debido a la gran área de falla , 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 Norteamérica permanece bloqueada por períodos de aproximadamente 500 años. Durante estos períodos, la tensión se acumula en la interfaz entre las placas y provoca la elevación del margen norteamericano. Cuando la placa finalmente se desliza, los 500 años de energía almacenada se liberan en un terremoto masivo. ^[3] El más reciente, el terremoto de Cascadia de 1700 , fue registrado en las tradiciones orales de los pueblos de las Primeras Naciones en la Isla de Vancouver . Causó temblores considerables y un tsunami masivo que viajó a través del Océano Pacífico. El temblor significativo asociado con este terremoto demolió casas de las tribus Cowichan en la Isla de Vancouver y causó varios deslizamientos de tierra . También hizo que fuera demasiado difícil para el pueblo Cowichan ponerse de pie, y los temblores fueron tan largos que enfermaron. El tsunami generado por el terremoto finalmente devastó una aldea invernal en Pachena Bay , matando a todas las personas que vivían allí. El terremoto de Cascadia de 1700 provocó hundimientos cerca de la costa, sumergiendo pantanos y bosques en la costa que luego quedaron enterrados bajo escombros más recientes. ^[4]

A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción en todo el mundo, no hay una fosa oceánica profunda presente a lo largo del margen continental en Cascadia. ^[5] La razón es que la desembocadura del río Columbia desemboca directamente en la zona de subducción y deposita limo en el fondo del océano Pacífico , enterrando esta gran depresión . Las inundaciones masivas del prehistórico lago glacial Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron grandes cantidades de sedimento en la pequeña fosa. ^[6] Sin embargo, al igual que con otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente como un resorte gigante. ^[3] Cuando la energía almacenada se libera repentinamente por deslizamiento a través de la falla a intervalos irregulares, la zona de subducción de Cascadia puede crear terremotos muy grandes, como el terremoto de Cascadia de magnitud 9.0 del 26 de enero de 1700. ^[4]

La actividad volcánica del arco principal comenzó en el extremo sur del Cinturón Volcánico de Pemberton hace unos 29 millones de años durante la época del Oligoceno medio . Luego se desplazó hacia el norte hasta la región de Coquihalla hace 22 millones de años, seguida por vulcanismo cerca de la ciudad de Pemberton hace 16 a 17 millones de años. En el área de Salal Creek, la actividad volcánica ocurrió hace 8,0 millones de años y el volcán más septentrional del Cinturón de Pemberton se formó hace 6,8 millones de años. El rejuvenecimiento hacia el norte del vulcanismo del Cinturón de Pemberton indica que el borde de una ventana de losa se estaba moviendo hacia el norte bajo Columbia Británica entre al menos el inicio del vulcanismo del arco hace 29 millones de años y la erupción del volcán más septentrional hace 6,8 millones de años. ^[1] Algunos científicos han sugerido que la extensa Formación Masset en Haida Gwaii es una extensión septentrional del Cinturón Volcánico de Pemberton. ^[2] Sin embargo, la geoquímica y la vulcanología física de la Formación Masset indican que se formó en un entorno de rifting en contraste con otras características del Cinturón de Pemberton. ^[7]

La erosión extensa del Cinturón Volcánico de Pemberton ha eliminado la mayoría de sus picos volcánicos, exponiendo sus sistemas de magma . ^{[1] [2]} Estos forman varios cuerpos intrusivos como batolitos y stocks . ^[1] El cese del vulcanismo en el Cinturón de Pemberton podría haber sido causado por el empinamiento de la losa subducida de Juan de Fuca después de que se formara la Placa Explorer hace unos 6,0 millones de años. ^{[1] [8]} Este cambio en la tectónica creó el moderno Arco de las Cascadas canadiense, así como la Cordillera de las Cascadas y las Montañas Olímpicas . ^[8]

El primer evento volcánico hace 29 millones de años formó rocas intrusivas del gran batolito de Chilliwack, que se extiende hacia el sur hasta el estado estadounidense de Washington . ^{[1] [9]} En Canadá, el batolito consiste en rocas que van desde el gabro de cuarzo hiperstena hasta el granito de albita . Hay tres plutones principales . El más antiguo y extenso es un plutón irregularmente zonificado compuesto de diorita de cuarzo en los márgenes, que se gradúa hacia adentro a través de granodiorita hasta un pequeño núcleo de granito. Este plutón está expuesto a ambos lados del lago Chilliwack , un estrecho lago con tendencia norte-sur en las montañas Cascade. Dos plutones más jóvenes, que consisten en monzonita de cuarzo biotita leucocrática casi homogénea , están situados al norte del lago Chilliwack y a 3,2 km (2,0 mi) al este de la montaña Slesse . ^[9]

El vulcanismo de hace 22 a 21 millones de años construyó el Complejo Volcánico Coquihalla a unos 32 km (20 mi) al noreste de Hope . ^{[1] [10]} Comprende rocas volcánicas e intrusivas que son de félsicas calcoalcalinas a intermedias en composición. ^[10] La montaña Coquihalla , la cumbre más alta de la Cordillera Bedded con una elevación de 2157 m (7077 pies) , es un estratovolcán preservado importante y representa uno de los pocos volcanes del Mioceno que quedan en el suroeste de Columbia Británica. ^[11] Como resultado, el Complejo Volcánico Coquihalla ha sido objeto de estudios geológicos para anunciar los restos de lo que podría haber sido una extensa cubierta de rocas volcánicas durante la época del Mioceno temprano. El Complejo Coquihalla también tiene una composición ígnea diferente a los volcanes canadienses del Arco de las Cascadas que se formaron en los últimos dos millones de años. Las tobas de riolita son las rocas ígneas primarias que componen el Complejo Volcánico Coquihalla, con pequeñas cantidades de basalto o andesita presentes. Esto contrasta con los volcanes modernos de las Cascadas canadienses en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas en el rango de composición de basalto a andesita, con pocas rocas de composición más félsica que la dacita . También se han producido cambios en la composición del magma en la parte estadounidense del Arco de las Cascadas. ^[10]

El complejo volcánico Coquihalla comenzó su formación cuando grandes flujos piroclásticos entraron en erupción en una superficie erosiva . El vaciado de la cámara de magma poco profunda provocó la inclinación de la discordancia en el plutón Eagle, que está situado al sureste. Junto con el fallamiento, la inclinación y el hundimiento, las brechas de avalancha se deslizaron repetidamente desde las exposiciones demasiado empinadas del grupo Pasayten y el plutón Eagle. Después de que la actividad volcánica depositara una secuencia de rocas piroclásticas de 1000 m (3300 pies) de espesor , siguió un período de inactividad. Fue durante este tiempo que se depositó un conglomerado localizado , arenisca y una gran capa de brecha de clastos de Pasayten . ^[10]

Las erupciones posteriores produjeron flujos piroclásticos, a los que siguió otra breve pausa en la actividad volcánica. Las erupciones que limpiaron los respiraderos produjeron brechas piroclásticas, que persisten en una cresta montañosa al norte y al este de la montaña Coquihalla. El movimiento a lo largo de la falla del arroyo Jim Kelly cesó y los flujos piroclásticos posteriores llenaron y desbordaron ese borde de la cuenca. Más tarde, se emplazaron numerosas intrusiones subvolcánicas y el levantamiento post-mioceno inclinó y deformó las rocas volcánicas suprayacentes. La erosión eliminó lo que pudo haber sido una extensa cubierta volcánica del área circundante y descubrió los domos e intrusiones enterrados. Hoy, el Complejo Volcánico Coquihalla cubre un área de aproximadamente 30 km2 ⁽ 12 millas cuadradas) y el volumen de material piroclástico es de 50 km3 ⁽ 12 millas cúbicas) . Un gran stock, compuesto de diorita de piroxeno y diorita de cuarzo piroxeno-biotita, forma la base actual de la montaña Coquihalla. ^[10]

Al sur del río Fraser, en el lago Wahleach , se encuentra el complejo plutónico del monte Barr. Este complejo plutónico, que recibe su nombre del monte Barr, en la cordillera Skagit de las montañas Cascade, tiene una antigüedad que va de los 21 a los 16 millones de años y está formado por al menos cuatro plutones. El plutón principal, que comprende el 80 % del complejo, está formado por rocas félsicas e intrusivas intermedias que van desde la diorita de cuarzo hasta la monzonita de cuarzo. Tiene una forma aproximadamente circular y forma el monte Barr, de 1907 m (6257 pies) de altura. El magmatismo posterior creó dos reservas más jóvenes en el plutón principal. La reserva más antigua está formada por granodiorita de hornblenda de biotita de grano fino, mientras que la reserva más joven está formada por monzonita de cuarzo de biotita leucocrática. Un dique de 60 a 90 m (200 a 300 pies) de ancho , compuesto de pórfido de plagioclasa de hornblenda granofírica , está situado entre la diorita de cuarzo del Complejo Plutónico Hope y el conglomerado del Eoceno . Representa una rama del plutón principal de Mount Barr. Justo al noroeste del plutón principal de Mount Barr hay un plutón de diorita de cuarzo de hornblenda biotita cerca del lago Hicks. Debido a su heterogeneidad , solo ocasionalmente se agrupa como parte del Complejo Plutónico de Mount Barr. ^[9]

A unos 22 km (14 mi) al sureste del lago Lillooet se encuentra el complejo volcánico Crevasse Crag . Tiene unos 16 millones de años y está situado en la cima de una cresta montañosa glaciar formada por rocas intrusivas del Cretácico Superior y más recientes. Estas forman parte del gran complejo plutónico costero, que se extiende a lo largo de la costa de Columbia Británica. El complejo volcánico Crevasse Crag comprende brechas volcánicas, tobas y flujos de plagioclasa- fírica . Los análisis de elementos mayores, trazas y tierras raras indican que los flujos de lava de dacita, andesita y andesita basáltica forman sus flancos inferiores. ^[12]

En las cabeceras del arroyo Salal hay un stock compuesto aproximadamente circular conocido como el plutón del arroyo Salal. ^[13] Se estima que tiene 8,0 millones de años, lo que indica que es uno de los plutones félsicos más jóvenes expuestos en las cordilleras del Pacífico. ^{[14] [15]} Al igual que otros plutones del cinturón de Pemberton, los geólogos generalmente piensan que el plutón del arroyo Salal es la raíz de un volcán profundamente erosionado. ^[16] Las erupciones episódicas pueden haber formado un gran domo, pero la erosión rápida a una profundidad de aproximadamente 1 km (0,62 mi) ha eliminado la estructura volcánica suprayacente, exponiendo el plutón del arroyo Salal de 10 km (6,2 mi) de ancho. ^[14] Es complejo en estructura, y consta de un anillo exterior más antiguo de monzonita de cuarzo de grano grueso y un stock interior más joven de monzonita de cuarzo porfídica de grano más fino. ^[13] El plutón cubre un área de 60 km2 ⁽ 23 millas cuadradas) . ^[15]

Después de que el vulcanismo del Cinturón de Pemberton disminuyera hace 4,0–3,0 millones de años, la actividad volcánica se desplazó hacia el oeste para formar el Cinturón Volcánico Garibaldi más joven. Esto representa el moderno Arco de las Cascadas de Canadá, que consiste en flujos de lava, domos de lava, conos de ceniza , estratovolcanes, volcanes subglaciales y tapones volcánicos . La actividad volcánica durante la Glaciación Fraser entre 25.000 y 10.000 años atrás interactuó con el hielo glacial para formar domos subglaciales, tuyas y flujos de lava marginales al hielo . Desde que la capa de hielo cordillerana retrocedió hace unos 10.000 años, las erupciones han sido principalmente subaéreas . La erupción explosiva más reciente ocurrió hace unos 2.350 años y la última erupción efusiva tuvo lugar hace menos de 1.500 años.

El Cinturón Volcánico de Garibaldi está compuesto por tres segmentos escalonados, que se conocen como segmentos sur, central y norte. Cada segmento tiene al menos un volcán principal junto con varios edificios más pequeños. El segmento norte se cruza con el Cinturón Volcánico de Pemberton, más antiguo, cerca del macizo del Monte Meager , donde se encuentra sobre restos elevados y profundamente erosionados de plutones subvolcánicos del Cinturón de Pemberton. ^[2]

Tres volcanes principales comprenden el segmento sur junto con varios edificios más pequeños. ^[2] El volcán principal más grande y más joven, el Monte Garibaldi , es un estratovolcán diseccionado que comenzó su formación hace 250.000 años. ^{[2] [17]} Este período eruptivo construyó un amplio cono compuesto hecho de dacita y brecha. Partes de este "proto-Garibaldi" o volcán ancestral están expuestas en los flancos inferiores norte y este de Garibaldi y en los 240 m (790 pies) superiores de Brohm Ridge. Alrededor de donde ahora se encuentran Columnar Peak y posiblemente Glacier Pikes , se construyó una serie de domos de lava de dacita fusionados. Durante el largo período de inactividad que siguió, el río Cheekye cortó un valle profundo en el flanco occidental del cono que luego se llenó con un glaciar . Después de alcanzar su extensión máxima, el glaciar Cheekye y la capa de hielo cordillerana se cubrieron con ceniza volcánica y escombros fragmentarios de Garibaldi. Este período de crecimiento comenzó con la erupción del domo de tapón del pico Atwell hace unos 13.000 años desde una cresta rodeada por la capa de hielo . A medida que el domo de tapón creció, enormes láminas de lava rota se desmoronaron como talud por sus lados. Numerosos flujos piroclásticos de Pelé acompañaron a estas avalanchas más frías, formando un cono fragmentario de 6,3 km3 ⁽ 1,5 millas cúbicas) y una pendiente general de 12 a 15 grados. Parte del hielo glaciar se derritió por las erupciones, formando un pequeño lago contra el brazo sur de Brohm Ridge. Las areniscas volcánicas que se ven hoy en la cima de Brohm Ridge se crearon por la ceniza que se depositó en este lago. La superposición glacial fue más significativa en el oeste y algo al sur. El derretimiento posterior de la capa de hielo cordillerana y sus glaciares componentes inició una serie de avalanchas y flujos de lodo en el flanco occidental de Garibaldi que desplazaron casi la mitad del volumen del cono original hacia el valle de Squamish, donde cubre 26 km2 ⁽ 10 millas cuadradas) hasta un espesor de aproximadamente 91 m (299 pies) . Los huecos que dejó el hielo derretido causaron una distorsión del cono de menor a moderada donde la capa de hielo cordillerana era delgada y una distorsión importante donde era gruesa. El hielo era más grueso y, por lo tanto, la distorsión del cono fue mayor sobre el valle enterrado de Cheekye. ^[17] Más tarde, se produjo vulcanismo desde el domo Dalton, que forma la cumbre occidental de Garibaldi. Los flujos de lava cubrieron la pared frontal del deslizamiento de tierra en el flanco occidental de Garibaldi. Casi al mismo tiempo, un voluminoso flujo de lava dacítica del cono Opal recorrió 20 km (12 millas) por Ring Creek.en el flanco sureste del Garibaldi sin encontrar ningún hielo glacial residual. ^[2] Estas últimas erupciones del Monte Garibaldi ocurrieron a principios del Holoceno, poco después de que los restos de la capa de hielo cordillerana se retiraran en los valles regionales hace entre 10.700 y 9.300 años. ^{[2] [18]}

El monte Price , uno de los tres volcanes principales del segmento sur, se formó durante tres períodos de actividad eruptiva. El primer período eruptivo, hace 1,2 millones de años, construyó un estratovolcán de andesita hornblenda en el suelo de una cuenca similar a un circo . Durante el Pleistoceno medio , hace unos 300.000 años, el vulcanismo se desplazó hacia el oeste y construyó el estratovolcán casi simétrico del monte Price. Las erupciones episódicas produjeron lavas de andesita y dacita, así como flujos piroclásticos de la actividad de Peléan. Más tarde, el volcán fue superado por la capa de hielo cordillerana. ^[2] Después de que la capa de hielo se había retirado de las elevaciones superiores, las erupciones de andesita de un respiradero satélite crearon un pequeño domo de lava en el flanco norte del Price. ^[19] Es posible que se haya producido un vulcanismo contemporáneo en el pico Clinker hace unos 10.000 años con la erupción de dos coladas de lava de andesita y biotita con un espesor de más de 250 m (820 pies) y una longitud de 6 km (3,7 mi) , que se extienden hacia el noroeste y el suroeste. El espesor inusualmente grande de estas coladas de lava se debe a que se estancaron y enfriaron contra la capa de hielo de la Cordillera cuando todavía llenaba valles a elevaciones más bajas. Esta fue la última actividad eruptiva en el monte Price. ^[2]

El Colmillo Negro , el más antiguo y llamativo de los tres volcanes principales, son los restos disecados por los glaciares de un estratovolcán que se formó hace entre 1,3 y 1,1 millones de años. ^{[19] [20]} Las erupciones produjeron flujos de lava de andesita hornblenda y tobas líticas . La erosión prolongada destruyó el cono original. Los acantilados al noroeste, suroeste y sureste del edificio volcánico principal son restos de este volcán ancestral. El vulcanismo renovado entre 210.000 y 170.000 años atrás produjo flujos de lava de andesita hiperstena, que localmente terminan con márgenes de contacto con hielo escarpados de 100 m (330 pies) de espesor. Esta última actividad eruptiva culminó con la extrusión de un domo endógeno y lava relacionada que forman la actual aguja de la cumbre de 2.316 m (7.598 pies) de altura. Más tarde, la capa de hielo de la Cordillera excavó un profundo valle en forma de U que se extendía hacia el norte en el flanco oriental de este edificio. ^[2]

La Mesa , una tuya de andesita hornblenda situada a unos 3 km (1,9 mi) al sureste del Monte Price, se eleva precipitadamente 305 m (1001 pies) sobre rocas del basamento glaciar . Se formó por erupciones volcánicas que descongelaron a través de la capa de hielo de la Cordillera. La lava que cubre La Mesa se extruyó después de que el volcán se construyó sobre el nivel del lago. La ausencia de rocas erráticas glaciares en su cima y la falta de características erosivas atribuibles a la glaciación indican que La Mesa se formó por erupciones subglaciales durante el Holoceno temprano, justo antes de la desaparición de la capa de hielo. ^[2]

El cono de cenizas , un cono volcánico compuesto de cenizas, lapilli y fragmentos de bombas dispersos, en forma de costra de pan y de forma viscosa , se construyó durante dos períodos de actividad eruptiva. ^{[19] [21]} El primer período eruptivo produjo un anillo de toba y un flujo de lava de andesita basáltica de 9 km (5,6 mi) de largo hace unos 100.000 años después de un período de retroceso glacial. Las erupciones estrombolianas durante el segundo y último período eruptivo hace unos 10.000 años construyeron un pequeño cono piroclástico en el borde oriental del anillo de toba de andesita basáltica más antiguo. ^[19] Un flujo de lava de 9 km (5,6 mi) de largo, que iba desde basalto hasta mugearita , salió de la base del cono y viajó en un valle en forma de U con tendencia norte en el flanco oriental de The Black Tusk. ^{[2] [19]}

El complejo Monmouth Creek en el lado oeste de la desembocadura del río Squamish es un edificio prominente y enigmático compuesto de andesita basáltica y dacita de edad desconocida. Puede representar un grupo de diques y domos de lava que se formaron subglacialmente. ^[22] Al menos cuatro diques sobresalen de su cima. ^{[22] [23]} Estos forman las costillas de espinas de lava de 60 a 180 m (200 a 590 pies) de altura , siendo la más alta The Castle , que contiene juntas columnares horizontales y radiales . Las espinas están cubiertas por brechas soldadas cerca de sus bases y las juntas columnares se extienden hacia la secuencia soldada. Los flujos de lava y las espinas más elevados están compuestos de dacita. ^[22]

A lo largo de la costa noreste de Howe Sound hay un pequeño afloramiento de roca volcánica conocido como el centro volcánico de Watts Point . Es el volcán más al sur del Cinturón Volcánico de Garibaldi, que comprende alrededor de 0,02 km3 ⁽ 0,0048 mi3) de hornblenda, piroxeno y lava dacítica escasamente porfídica y brecha. La dacita se caracteriza por diaclasas columnares de 5 a 40 cm (2,0 a 15,7 pulgadas) de diámetro y que exhiben patrones de radiación local. Este centro volcánico se formó en un entorno subglacial a englacial hace entre 130.000 y 90.000 años, como lo demuestra la existencia de patrones distintivos de diaclasas columnares radiales, una matriz de grano fino a vítreo y relaciones estratigráficas con till glacial suprayacente . ^[24]

El vulcanismo en el segmento central comenzó hace al menos 4,0 millones de años en el profundamente diseccionado Monte Cayley . Este período eruptivo, que duró hasta hace 0,6 millones de años, produjo flujos de lava de dacita y brecha piroclástica. Un domo de tapón central que forma las agujas de la cumbre del Monte Cayley representa la característica más joven que se formó durante este período eruptivo. La actividad posterior hace 0,3-0,2 millones de años comenzó con la erupción de un flujo de lava de dacita en el valle de Shovelnose Creek. Esto resultó en la formación de dos pequeños domos de lava. El Monte Fee es una columna de riodacita de 1 km (0,62 mi) de largo y 0,25 km (0,16 mi) de ancho situada en una cresta montañosa al este del río Squamish. Al igual que el Monte Cayley, es anterior a la aparición de la capa de hielo cordillerana. Otros volcanes del segmento central, como Slag Hill , Ember Ridge , Cauldron Dome , Pali Dome y Ring Mountain , se formaron cuando la lava entró en contacto con la capa de hielo de la Cordillera. Tienen una estructura similar a las tuyas, mostrando márgenes de contacto con el hielo muy empinados. ^[2]

Al menos dos secuencias de flujos de lava de andesita basáltica se depositan al sur del pico Tricouni . Una de estas secuencias, conocida como Tricouni Southwest , crea un acantilado en el lado oriental de un canal con tendencia norte-sur con una profundidad de 200 m (660 pies) adyacente a la desembocadura del arroyo High Falls . El flanco oriental del flujo de lava, fuera del canal del arroyo High Falls, tiene una estructura más constante. Varias juntas columnares de escala fina y la estructura general del flujo de lava sugieren que su porción occidental, a lo largo de la longitud del canal, se estancó contra el hielo glacial. Cerca de su unidad sur, la lava se filtró en grietas en el hielo glacial. Esto se ha identificado por la existencia de formaciones de enfriamiento en forma de aguja, aunque muchos de estos edificios han sido destruidos por procesos erosivos. Otras características que indican que la lava se estancó contra el hielo glacial incluyen su estructura inusualmente gruesa y sus acantilados empinados. 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 estaba retrocediendo. La explicación de que la parte occidental muestre características de contacto con el hielo mientras que la parte oriental no lo hace es probablemente porque su flanco occidental se encuentra en un canal con tendencia norte-sur, que habría podido mantener cantidades menores de calor solar que su flanco oriental sin protección. Como resultado, la parte occidental del flujo de lava registra una glaciación durante un período en el que las laderas orientales estaban libres de hielo glacial. ^[25] Tricouni Southeast, la otra secuencia volcánica al sur del pico Tricouni , consta de al menos cuatro flujos de lava de andesita o dacita que afloran como varios acantilados y riscos pequeños en flancos con una extensa vegetación. Alcanzan espesores de 100 m (330 pies) y contienen pequeñas cantidades de hialoclastita . No se ha descubierto el alimentador de sus orígenes, pero es probable que se encuentre en la cima del montículo. Estas lavas forman edificios marginales al hielo, lo que sugiere que cada flujo de lava surgió hace unos 10.000 años, cuando la vasta capa de hielo de la Cordillera estaba retrocediendo y los restos de hielo glacial eran escasos. ^[26]

A lo largo del río Cheakamus y sus afluentes se encuentran expuestos los basaltos del valle de Cheakamus . Al menos cuatro flujos basálticos comprenden la secuencia y se depositaron durante períodos de actividad volcánica desde un respiradero desconocido hace entre 0,01 y 1,6 millones de años. La lava almohadillada es abundante a lo largo de las bases de los flujos, algunos de los cuales están sustentados por brechas de hialoclastita. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews sugirió que los flujos de lava estallaron durante períodos de actividad subglacial y viajaron a través de trincheras o túneles derretidos en el hielo glacial de la glaciación Fraser. Mathews basó esto en la edad del till glacial subyacente, la existencia de lava almohadillada cerca del fondo de algunas lavas, lo que indica vulcanismo subacuático, la unión columnar en los bordes de las lavas, lo que indica un enfriamiento rápido, y la ausencia de paleogeografía aparente . ^[27]

El segmento norte está formado por un gran complejo volcánico, el macizo del monte Meager , y un grupo de volcanes basálticos y andesíticos conocidos como los conos del río Bridge. El monte Meager está compuesto por al menos cuatro estratovolcanes superpuestos que se vuelven progresivamente más jóvenes de sur a norte. Estos se formaron en los últimos 2,2 millones de años, y la última erupción se produjo hace unos 2.350 años. Las rocas volcánicas máficas , intermedias y félsicas que componen Meager surgieron de al menos ocho respiraderos volcánicos. ^[2]

Extendiéndose al norte del macizo del Monte Meager casi hasta la Meseta Interior se encuentran los Conos del Río Bridge . Este grupo de pequeños volcanes en la parte superior del Río Bridge incluye estratovolcanes, tapones volcánicos y flujos de lava. Estos volcanes son diferentes a otros en todo el Cinturón de Garibaldi en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas con composiciones máficas, incluyendo 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 datación de potasio-argón de un millón de años. Tiene unos 300 m (980 pies) de ancho y su superficie glaciar descubierta está sembrada de erráticos glaciares. Sus enormes columnas de roca nivelada se construyeron dentro del respiradero volcánico principal de un estratovolcán que desde entonces se ha reducido por la erosión. Al sureste, el complejo volcánico del glaciar Salal se formó hace entre 970.000 y 590.000 años. Está formado por tefra subaérea y delgados depósitos de flujo de lava rodeados por flujos de lava estancados en hielo de 100 m (330 pies) de espesor. Estos flujos de lava marginales al hielo se crearon cuando la lava se estancó 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 brotaron de Tuber Hill, interactuaron con los glaciares que llenaban los valles 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. Durante este período eruptivo también se depositaron una serie de lavas almohadilladas. La actividad volcánica más reciente en el campo volcánico de Bridge River produjo una serie de flujos de lava basáltica en los valles regionales que se encuentran sobre till del último período glaciar . Se desconoce la edad de estos flujos de lava que llenaron los valles, pero la presencia de till glaciar no consolidado debajo de los flujos sugiere que tienen menos de 1500 años. ^[2]

Al menos dos volcanes y un grupo volcánico pueden haberse formado como resultado del vulcanismo del Arco de las Cascadas de Canadá. ^{[28] [29] [30]} La característica más antigua, el Complejo Glaciar Franklin , es una estructura geológica profundamente erosionada de 20 km (12 mi) de largo y 6 km (3,7 mi) de ancho con una elevación de más de 2000 m (6600 pies) . Consiste en diques e intrusiones subvolcánicas cubiertas por tobas, brechas de dacita y restos erosionados de una secuencia de 450 m (1480 pies) de espesor de flujos de lava de andesita hornblenda. ^[28] Estos se formaron hace unos 6,8 y 3,5 millones de años, lo que indica que hubo un período de inactividad entre estos eventos durante al menos 3,3 millones de años. ^{[1] [28]} Debido a que el Complejo Glaciar Franklin no ha sido estudiado en detalle por los científicos, se sabe muy poco sobre él. ^[28] El evento magmático más antiguo conocido, hace 6,8 millones de años, es consistente con el vulcanismo del Cinturón Volcánico de Pemberton. Por lo tanto, puede considerarse una de las zonas más septentrionales de esta formación geológica. Sin embargo, el evento más reciente, de unos 3,5 millones de años, corresponde al cambio de actividad de Pemberton a Garibaldi. ^[1] Esto indica que el Complejo Glaciar Franklin puede considerarse parte del Cinturón Volcánico de Pemberton o del Cinturón Volcánico de Garibaldi. ^[28]

A unos 55 km (34 mi) al norte-noroeste del complejo glaciar Franklin se encuentra la caldera Silverthrone, profundamente diseccionada . ^[29] Tiene 20 km (12 mi) de ancho, con pendientes pronunciadas que se extienden desde cerca del nivel del mar hasta una elevación máxima de 3160 m (10 370 pies) . ^[2] Al igual que Franklin al sur-sureste, Silverthrone no ha sido estudiado en detalle por los científicos. Como resultado, su afinidad e historia eruptiva son poco conocidas. Se considera que es parte del cinturón volcánico de Garibaldi, pero también se encuentra en la tendencia superpuesta del mucho más antiguo cinturón volcánico de Pemberton. ^[29] Se han identificado al menos tres fases de actividad volcánica en Silverthrone. La primera fase, después del colapso de la caldera , depositó una gruesa secuencia de brecha basal sin datar. Contiene intrusiones subvolcánicas irregulares, así como una profusión de diques. ^[2] En algunos lugares, la brecha basal se ha soldado por el intenso calor volcánico. ^[29] La actividad posterior hace 750.000 a 400.000 años construyó domos de lava de riolita , dacita y andesita, brechas y flujos de lava. El monte Silverthrone , un pico volcánico asociado con la caldera Silverthrone, consiste en domos de lava de andesita y riolita superpuestos que se formaron durante este período eruptivo. ^[2] La tercera fase, hace menos de 1.000 años, produjo conos de ceniza, depósitos piroclásticos y flujos de lava de andesita basáltica que salieron de los respiraderos en el borde de la caldera. La mayor parte de esta actividad ocurrió en el borde norte, donde los flujos de lava viajaron por el valle del arroyo Pashleth y luego hacia el valle del río Machmell . ^{[2] [29]} La secuencia completa de flujos de lava tiene al menos 25 km (16 mi) de largo, con elevaciones que van desde los 2000 m (6600 ft) hasta los 100 m (330 ft) . Muchos de los productos volcánicos están ahora enterrados bajo el hielo glacial. Sin embargo, restos de conos de ceniza sobresalen a través de los glaciares y los flujos de lava están expuestos en elevaciones más bajas, como el extenso flujo de lava de Machmell-Pashleth Creek. ^[29] Un flujo de lava de andesita basáltica relativamente pequeño se extiende desde el borde sur de la caldera hasta las cabeceras del río Kingcome . ^[2]

El grupo Milbanke Sound en las cordilleras Kitimat consiste en flujos de lava jóvenes y conos de ceniza monogenéticos que probablemente se formaron en los últimos 10.000 años. ^{[2] [30]} Al igual que Silverthrone y Franklin, se sabe poco sobre el grupo Milbanke Sound. Como resultado, su afinidad también sigue siendo poco clara. Puede reflejar una extensión norte del cinturón volcánico de Garibaldi, pero no hay suficientes datos para apoyar esta hipótesis. Su formación también podría haber resultado de otros procesos tectónicos que actualmente no se comprenden. Swindle Island contiene un cono de ceniza simétrico de 250 m (820 pies) de altura en su costa sur. Este volcán, conocido como Kitasu Hill , comprende tefra y bombas volcánicas . ^[30] Su cumbre contiene un cráter volcánico que se abre hacia el este. ^[2] Helmet Peak , un cono de ceniza de lados empinados en Lake Island con una elevación de 335 m (1099 pies) , consiste en bloques volcánicos soldados y diques de alimentación basálticos. Durante la erupción, se depositó brecha de toba basáltica en toda Lake Island y la cercana Lady Douglas Island . ^[30] Los flujos de lava en las costas de Price Island y Dufferin Island fueron erupcionados desde conos de basalto cubiertos de bosque, que se han reducido en tamaño a pequeños montículos volcánicos. ^{[2] [30]} Los flujos de lava basáltica en Finngal Island comprenden diaclasas columnares bien desarrolladas. Al igual que otros depósitos volcánicos en Milbanke Sound Group, se sabe muy poco sobre estos flujos de lava. ^[30] Aunque Milbanke Sound Group probablemente se formó en los últimos 10.000 años, se desconoce la edad exacta de los flujos de lava y los conos de ceniza. ^{[2] [30]} Probablemente se formó en los últimos 10.000 años porque las formaciones volcánicas tienen una erosión mínima, indicativa de vulcanismo postglacial . ^[30]

Paralelamente al Arco de las Cascadas Canadienses, a 150 km (93 mi) al noreste hay una zona compuesta por flujos de lava basáltica menores. ^[31] Esta zona, conocida como el Grupo Chilcotin, se formó como resultado del vulcanismo de la cuenca de arco posterior detrás del Arco de las Cascadas Canadienses, en respuesta a la subducción en curso de Cascadia. La actividad volcánica comenzó hace 31 millones de años, pero la mayor parte del vulcanismo ocurrió durante dos períodos magmáticos más jóvenes, el primero entre 6,0 y 10 millones de años atrás y el otro entre 2,0 y 3,0 millones de años atrás. ^{[1] [2] [31]} Esto indica que la mayor parte del vulcanismo del Grupo Chilcotin se correspondía con el vulcanismo en el Cinturón de Pemberton, aunque algunas de las lavas más jóvenes de Chilcotin se produjeron durante las primeras etapas del vulcanismo del Cinturón de Garibaldi. Se han producido unas pocas erupciones volcánicas en el Grupo Chilcotin en los últimos 1,6 millones de años. ^[2]

La meseta de lava del Grupo Chilcotin, de una superficie plana, cubre un área de 25.000 km² ⁽ 9.700 millas cuadradas) y un volumen de 1.800 km³ ⁽ 430 millas cúbicas) . Está formada por varios flujos de lava pahoehoe delgados y planos que surgieron de una cadena de volcanes escudo de perfil bajo , que desde entonces han sido erosionados por la glaciación del Pleistoceno tardío para exponer sus tapones volcánicos con gabro . La meseta de lava tiene un espesor máximo de 140 m (460 pies) con al menos 20 flujos de lava expuestos en unidades estratigráficas. Los flujos de lava específicos normalmente se extienden a lo largo de 1 km (0,62 mi) y alcanzan un espesor de 10 m (33 pies) . Pero en algunas áreas, los flujos de lava alcanzan espesores de 70 m (230 pies) . ^[2]

En el Grupo Chilcotin se encuentran expuestos varios depósitos de lava almohadillada y brechas almohadilladas. Los depósitos de caída piroclástica , compuestos de lapilli, surgieron de volcanes en el Cinturón de Pemberton y están cubiertos por flujos de lava basáltica posteriores. Los flujos de lava del vulcanismo entre hace 16 y 14 millones de años afloran adyacentes a los márgenes de la meseta de lava actual, que consiste principalmente en basaltos que surgieron hace entre 10 y 6,0 millones de años. Los flujos de lava más recientes están expuestos en acantilados a lo largo del Cañón Fraser . Estos surgieron hace entre 3,0 y 1,0 millones de años y no se han descubierto los respiraderos volcánicos de los que surgieron. ^[2]

El vulcanismo de antearco estuvo activo en el norte de la isla de Vancouver hace entre 8,0 y 2,5 millones de años. ^[1] Esto creó una línea de rocas volcánicas e intrusiones subvolcánicas conocida como el Cinturón Volcánico de Alert Bay . Nombrado en honor al pueblo de Alert Bay en la isla Cormorant , se extiende desde la península de Brooks en el suroeste hasta la ciudad de Port McNeill en el noreste. ^{[2] Los estudios} de geometría y cronometría indican que el Cinturón de Alert Bay se formó en un borde de placa descendente. ^[32] En el momento de su formación, la falla de Nootka probablemente coincidía con el extremo occidental del Cinturón de Alert Bay, que ahora se encuentra a 80 km (50 mi) al noreste. Las características volcánicas en el Cinturón de Alert Bay incluyen Twin Peaks , Cluxewe Mountain y Haddington Island . ^[2]

Hay evidencia de que la actividad volcánica en el Cinturón de la Bahía Alert migró hacia el este con el tiempo, así como un cambio del volcanismo basáltico al de dacita o riolita. El primer evento volcánico, hace unos 8,0 millones de años, ocurrió en la península de Brooks, pero la mayoría de los volcanes estuvieron activos hace unos 3,0 millones de años. La mayor parte del vulcanismo del Cinturón de la Bahía Alert se correspondió con cambios rápidos en la geometría de la subducción de Cascadia y una pausa en la actividad del Arco de las Cascadas continental. ^[32] El último evento volcánico, hace 2,5 millones de años, ocurrió en la montaña Cluxewe, que consiste en lava de dacita. ^[2]

Al menos cuatro volcanes han tenido actividad sísmica desde 1985, incluyendo el Monte Garibaldi (tres eventos), el Monte Cayley (cuatro eventos), el macizo del Monte Meager (diecisiete eventos) y la Caldera Silverthrone (dos eventos). ^[33] Los datos sísmicos sugieren que estos volcanes aún contienen cámaras de magma activas, lo que indica que es probable que algunos volcanes del Cinturón de Garibaldi estén activos, con peligros potenciales significativos. ^{[33] [34]} La actividad sísmica se corresponde con algunos de los volcanes recientemente formados de Canadá y con volcanes persistentes que han tenido una importante actividad explosiva a lo largo de su historia, como el Monte Garibaldi, el Monte Cayley y el macizo del Monte Meager. ^[33]

No se sabe que una serie de fuentes termales adyacentes al valle del río Lillooet , como las fuentes de Harrison , Sloquet, Clear Creek y Skookumchuck , se encuentren cerca de áreas con actividad volcánica reciente. En cambio, muchas se encuentran cerca de intrusiones de entre 16 y 26 millones de años de antigüedad del Cinturón Volcánico de Pemberton. La relación de estas fuentes termales con el Cinturón Volcánico de Garibaldi no está clara. Sin embargo, se sabe que existen algunas fuentes termales en áreas que han experimentado una actividad volcánica relativamente reciente. ^[16] Existen alrededor de cinco fuentes termales en Mount Cayley y dos pequeños grupos de fuentes termales están presentes en el macizo de Mount Meager. ^{[35] [36]} Las fuentes termales en Meager podrían ser evidencia de una cámara de magma poco profunda debajo de la superficie. No se sabe que existan fuentes termales en Mount Garibaldi como las que se encuentran en los macizos de Mount Meager y Mount Cayley, aunque hay evidencia de un flujo de calor anormalmente alto en Table Meadows adyacentes y otras ubicaciones. Las aguas cálidas anormales adyacentes a Britannia Beach podrían ser una actividad geotérmica vinculada al centro volcánico de Watts Point. ^[16]

Varias formaciones volcánicas del Arco de las Cascadas canadienses están protegidas por parques provinciales. El Parque Provincial Garibaldi se creó en 1927 para proteger la abundante historia geológica, las montañas glaciares y otros recursos naturales de la región. Su nombre se debe al estratovolcán de 2678 m (8786 pies) de altura del Monte Garibaldi, que a su vez recibió su nombre del líder militar y político italiano Giuseppe Garibaldi en 1860. Al noroeste, el Parque Provincial Brandywine Falls protege Brandywine Falls, una cascada de 70 m (230 pies) de altura compuesta por al menos cuatro flujos de lava basáltica con juntas columnares. El origen de su nombre no está claro, pero es posible que se haya originado de dos topógrafos llamados Jack Nelson y Bob Mollison.

El Servicio Geológico de Canadá no vigila con la suficiente atención los volcanes del Arco de las Cascadas canadienses como para determinar la actividad de sus sistemas de magma. La Red Nacional de Sismógrafos de Canadá se ha creado para vigilar los terremotos en todo Canadá, pero está demasiado lejos para proporcionar una buena indicación de lo que está sucediendo debajo de ellos. Puede detectar un aumento de la actividad sísmica y hacer que se pongan muy nerviosos, pero esto sólo puede proporcionar una advertencia de una gran erupción. Es posible que detecte la actividad sólo una vez que un volcán haya comenzado a hacer erupción. ^[37] Si entraran en erupción, probablemente se organizarían esfuerzos de socorro. El Plan Interagencial de Notificación de Eventos Volcánicos (IVENP) se creó para delinear el procedimiento de notificación de algunas de las principales agencias que estarían involucradas en la respuesta a un volcán en erupción en Canadá, una erupción cerca de la frontera entre Canadá y Estados Unidos o cualquier erupción que tenga efectos en Canadá. ^[38]

• Geología del noroeste del Pacífico
• Lista de volcanes en cascada
• Lista de volcanes en Canadá
• Vulcanología del oeste de Canadá