Cinturón volcánico de Garibaldi

Antes de la formación del Cinturón de Garibaldi, se formaron 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, orientado de este a 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 a formarse cuando la antigua Placa de Farallón se subducía bajo la costa de la Columbia Británica hace 29  millones de años, durante el Oligoceno . En ese momento, la porción centro-norte de la Placa de Farallón comenzaba a subducirse bajo el estado estadounidense de California, dividiéndose en secciones norte y sur. Entre 18 y 5 millones de años atrás, durante el Mioceno , el remanente norte de la Placa de Farallón se fracturó en dos placas tectónicas, conocidas como las placas de Gorda y Juan de Fuca . Tras esta ruptura, la subducción de la Placa de Juan de Fuca pudo haber coincidido con el extremo norte de la isla de Vancouver hace ocho millones de años, durante el Mioceno tardío. Fue entonces cuando el Cinturón de Alert Bay se activó. Un breve intervalo de ajuste del movimiento de las placas hace aproximadamente 3,5 millones de años pudo haber desencadenado la generación de magma basáltico a lo largo del borde descendente de la placa. Este período eruptivo es posterior a la formación del Cinturón de Garibaldi y no se han encontrado evidencias de vulcanismo más reciente en el Cinturón de Alert Bay, lo que indica que el vulcanismo en este último probablemente se haya extinguido. ^{[ 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 Farallón y Kula se subducían a lo largo del margen occidental de la Placa Norteamericana durante los períodos Jurásico y Terciario . Se asienta sobre remanentes de arcos insulares , 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 ]}

El Cinturón de Garibaldi se ha formado como respuesta a la subducción continua de la Placa Juan de Fuca bajo la Placa Norteamericana en la zona de subducción de Cascadia, a lo largo de la costa de la Columbia Británica. ^{[ 9 ]} Esta es una zona de falla de 1094 km (680 mi) de longitud que se extiende 80 km (50 mi) desde el noroeste del Pacífico , desde el norte de California hasta el suroeste de la Columbia Británica. Las placas se mueven a una velocidad relativa de más de 10 mm (0,39 in) por año en un ángulo ligeramente oblicuo con respecto a la zona de subducción. Debido a la gran extensión de la falla, la zona de subducción de Cascadia puede producir grandes terremotos de magnitud 7,0 o superior. La interfaz entre las placas Juan de Fuca y Norteamericana permanece bloqueada durante períodos de aproximadamente 500 años. Durante estos períodos, se acumula tensión en la interfaz entre las placas, lo que provoca el levantamiento del margen norteamericano. Cuando la placa finalmente se desliza, la energía almacenada durante 500 años se libera en un megaterremoto. ^{[ 16 ]}         

A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción en todo el mundo, no hay una fosa oceánica profunda en la batimetría del margen continental de 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 fosa oceánica. Las inundaciones masivas del lago glacial prehistórico Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron grandes cantidades de sedimento en la fosa. ^{[ 18 ]} Sin embargo, al igual que en otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente, de forma similar a un resorte 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 del 26 de enero de 1700. [ ^{19 ] Sin} embargo, los terremotos a lo largo de la zona de subducción de Cascadia son menos frecuentes de lo esperado y hay evidencia de una disminución en la actividad volcánica durante los últimos millones de años. La explicación probable radica en la tasa de convergencia entre las placas de Juan de Fuca y Norteamérica. Estas dos placas tectónicas convergen actualmente entre 3 cm (1,2 pulgadas) y 4 cm (1,6 pulgadas) por año. Esto representa aproximadamente 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 significativos a lo largo de la zona de subducción de Cascadia en los últimos 6000  años. 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 fuerte temblor asociado con este terremoto demolió las casas de las tribus Cowichan en la isla de Vancouver y causó varios deslizamientos de tierra. El temblor debido a este terremoto dificultó que los Cowichan se mantuvieran en pie, y los temblores fueron tan prolongados que enfermaron. El tsunami creado por el terremoto finalmente devastó una aldea de invierno en la bahía de Pachena , matando a todos sus habitantes. El terremoto de Cascadia de 1700 causó subsidencia cerca de la costa, sumergiendo marismas y bosques costeros que posteriormente quedaron sepultados bajo escombros más recientes. ^{[ 19 ]}

Se prevén miles de años de inactividad volcánica entre las grandes erupciones explosivas de los volcanes del Cinturón de Garibaldi. Una posible explicación para las bajas tasas de vulcanismo en la cadena de Garibaldi es que el terreno asociado se encuentra comprimido, a diferencia de las porciones más meridionales del Arco de las Cascadas. En las zonas de rift continental , el magma puede ascender rápidamente a través de la corteza terrestre a lo largo de las fallas, lo que reduce las posibilidades de diferenciación. Es probable que este sea el caso al sur del Monte Hood, hasta la frontera con California , y al este-sureste del enorme volcán en escudo Newberry, adyacente a la Cordillera de las Cascadas en el centro de Oregón, ya que la Zona de Falla de Brothers se encuentra en esta región. Esta zona de rift podría explicar las enormes cantidades de lava basáltica en esta parte del Arco de las Cascadas central. Una baja tasa de convergencia en un entorno compresivo con grandes cuerpos estacionarios de magma bajo la superficie podría explicar el bajo volumen y la diferenciación de los magmas en todo el Cinturón Volcánico de Garibaldi. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews propuso que podría existir una conexión entre la glaciación regional del continente norteamericano durante los períodos glaciales y mayores tasas de actividad volcánica durante la descarga glacial regional del continente. Sin embargo, esto es difícil de predecir debido a la escasa información geológica de esta región. No obstante, existen datos específicos, como la agrupación temporal de erupciones singlaciales o inmediatamente postglaciales dentro del Cinturón de Garibaldi, que sugieren que esto podría ser probable. ^{[ 20 ]}

La cadena de Garibaldi está dominada por 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 de toda la Columbia Británica en que están compuestas por pilas de flujos de lava horizontales y carecen de hialoclastita y lava almohadillada . Se interpreta que se formaron como resultado de la intrusión de magma y su fusión a través de un agujero vertical en el hielo glacial adyacente que finalmente rompió la superficie del glaciar. ^{[ 8 ]} A medida que este magma asciende, se acumula y se extiende en capas horizontales. ^{[ 21 ]} Los domos 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 marginales de hielo se forman cuando la lava erupciona desde una chimenea subaérea y se acumula contra el hielo glacial. La Barrera , una represa de lava que represa el lago Garibaldi en el segmento sur, es el flujo de lava marginal al hielo mejor representado en el Cinturón de Garibaldi. ^{[ 8 ] [ 22 ]}

Las tuyas dominadas por flujos y la ausencia de depósitos fragmentarios subglaciales son dos características glaciovolcánicas poco comunes en la cadena Garibaldi. Esto se debe a sus diferentes composiciones de lava y a la disminución del contacto directo lava-agua durante la actividad volcánica. La composición de la lava de estos edificios volcánicos modifica su estructura, ya que las temperaturas de erupción son inferiores a 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 erupcionan con contenido silícico funden menos hielo y tienen menos probabilidades de contener agua cerca del cráter volcánico. Esto da lugar a volcanes con estructuras que muestran su relación con la glaciación regional. El paisaje circundante también modifica el flujo del agua de deshielo, favoreciendo que la lava se acumule en valles dominados por hielo glaciar. Y si el edificio se erosiona, también podría cambiar la prominencia de los depósitos glaciovolcánicos fragmentarios. ^{[ 8 ]}

En el lado oriental de Howe Sound se encuentra la zona más meridional de actividad volcánica en la cadena de Garibaldi. Esta zona, conocida como el centro volcánico de 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 km² (0,077 mi² ⁾ y un volumen eruptivo de aproximadamente 0,02 km³ (0,0048 ^mi³ ) . La zona está densamente boscosa y la línea principal de BC Rail pasa por la parte inferior del afloramiento a unos 40 m (130 pies) sobre el nivel ^del mar. ^{[ 23} ] Representa una característica del campo volcánico de Squamish ^{. [ 24 ]}      

El monte Garibaldi, uno de los volcanes más grandes del sur del cinturón de Garibaldi con un volumen de 6,5 km³ (1,6 mi³) ^, está compuesto de lavas ^dacíticas que entraron en erupción en los últimos 300 000 años. Se formó cuando material volcánico entró en erupción sobre una porción del manto de hielo de la Cordillera durante el Pleistoceno. Esto creó la singular forma asimétrica de la montaña. Sucesivos deslizamientos de tierra en los flancos del Garibaldi ocurrieron después de que el hielo glacial del manto de hielo de la Cordillera retrocediera. ^{[ 10 ]} El vulcanismo posterior, hace unos 9300 años, produjo un flujo de lava dacítica de 15 km (9,3 mi) de largo desde el cono Opal en el flanco sureste del Garibaldi. Esto es inusualmente largo para un flujo de dacita, ^{[ 25 ]} que generalmente viaja solo distancias cortas desde una chimenea volcánica debido a su alta viscosidad. ^{[ 26 ] [ 27 ]} El flujo de lava del Cono Ópalo representa una de las características volcánicas más recientes del Monte Garibaldi. ^{[ 26 ] [ 25 ]}      

En la orilla occidental del lago Garibaldi, el monte Price es un estratovolcán de 2050 m (6730 pies) de altura . Su formación se produjo durante tres periodos de actividad. La primera fase, hace 1,2 millones de años, formó un estratovolcán de andesita con hornblenda sobre el lecho cubierto de sedimentos de una cuenca circular. Tras la formación de este estratovolcán, el vulcanismo se desplazó hacia el oeste, donde se extruyeron una serie de flujos de lava andesítica-dacítica y flujos piroclásticos durante un periodo de actividad peléana hace 300 000 años. Esto creó el cono del monte Price, de 2050 m (6730 pies) de altura, que posteriormente quedó sepultado bajo el hielo glaciar. Antes de que el monte Price quedara cubierto por el hielo glaciar, se produjo actividad volcánica en su flanco norte, donde se encuentra una chimenea satélite. La actividad volcánica se reanudó en el pico Clinker, en el flanco occidental del monte Price, hace unos 13 000 años. Esto produjo los flujos de lava andesítica de Rubble Creek y Clinker Ridge que se extienden 6 km (3,7 mi) hacia el noroeste y el suroeste. ^{[ 10 ] [ 28 ] [ 25 ]} Después de que estos flujos recorrieron 6 km (3,7 mi) , fueron represados ​​contra el hielo glaciar para formar un flujo de lava marginal de hielo de más de 250 m (820 ft) de espesor conocido como La Barrera. ^{[ 10 ]}             

El Cono de Ceniza en la orilla norte del lago Garibaldi es un cono de ceniza parcialmente engullido por el glaciar Helmet. Consiste en ceniza volcánica, lapilli y segmentos dispersos de lava y bombas de lava que le otorgan una prominencia de 500 m (1600 pies) . Su mínimo grado de erosión indica que podría haber entrado en erupción en los últimos 1000 años. ^{[ 29 ]} Una serie de flujos de andesita basáltica entraron en erupción desde el Cono de Ceniza hace unos 11 000 años y se desplazaron hacia un profundo valle en forma de U con orientación norte en el flanco oriental de The Black Tusk . El vulcanismo posterior produjo otra secuencia de flujos de lava basáltica hace 4000 años que fluyeron por 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 por los glaciares de un volcán mucho mayor que se formó durante dos períodos de actividad volcánica. El primero, entre 1,1  y 1,3  millones de años atrás, produjo flujos de lava de andesita hornblenda y tobas. Estos volcanes componen las crestas montañosas al suroeste, sureste y noroeste de la estructura volcánica principal. La erosión posterior demolió el volcán recién formado, dejando al descubierto las raíces del cono, que actualmente forman el escarpado edificio del Colmillo Negro. Tras la erosión del cono, se produjo una serie de flujos de lava de andesita hiperstena entre 0,17  y 0,21  millones de años atrás. Estos terminan en flujos de lava adyacentes al margen del hielo que forman acantilados de 100 m (330 pies) de altura . Esta fase eruptiva también produjo un domo de lava que conforma el pináculo actual de 2316 m (7598 pies) de altura. En consecuencia, la capa de hielo regional del Pleistoceno tardío excavó un profundo valle en forma de U con orientación norte en el flanco oriental del cono de segunda etapa. Allí, los flujos de lava posteriores del Cono de Ceniza llenaron el valle. ^{[ 10 ]}    

Inmediatamente al sureste del monte Cayley se encuentra el monte Fee , un volcán extensamente erosionado con una cresta orientada de norte a sur. Es una de las formaciones volcánicas más antiguas de la cadena central de Garibaldi. Sus rocas volcánicas no están datadas, pero su gran cantidad de disección y la evidencia de hielo glacial que cubrió el volcán indican que se formó  hace más de 75 000 años, antes de la glaciación de Wisconsin . Por lo tanto, el vulcanismo en el monte Fee no muestra evidencia de interacción con hielo glacial. El producto restante de la actividad volcánica más temprana de Fee es una pequeña porción de roca piroclástica . Esto es evidencia de vulcanismo explosivo de la historia eruptiva de Fee, así como de su primer evento volcánico. El segundo evento volcánico produjo una secuencia de lavas y brechas en el flanco oriental de la cresta principal. Es probable que estas rocas volcánicas se depositaran cuando una secuencia de flujos de lava y fragmentos de lava rota erupcionaron de una chimenea volcánica y se desplazaron por los flancos durante la formación de un gran volcán. Tras una extensa disección, un nuevo vulcanismo produjo una serie de flujos de lava viscosos que formaron su límite norte, estrecho, de cima plana y laderas empinadas, y el extremo norte de la cresta principal. El conducto del que se originaron estos flujos de lava probablemente tenía una estructura vertical y se intruyó a través de rocas volcánicas más antiguas depositadas durante los eventos volcánicos anteriores del Monte Fee. Este evento volcánico también fue seguido por un período de erosión y, probablemente, por uno o más períodos glaciales. La extensa erosión posterior al último evento volcánico en el Monte Fee ha creado la escarpada cresta orientada de norte a sur que actualmente constituye un punto de referencia prominente. ^{[ 30 ]}

Ember Ridge, una cadena montañosa volcánica entre Tricouni Peak y Mount 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 erupcionó bajo el hielo glaciar de la glaciación Fraser . Sus estructuras actuales son comparables a sus formas originales debido al mínimo grado de erosión. Como resultado, los domos presentan las formas y las juntas columnares típicas de los volcanes subglaciales. Las formas irregulares de los domos de Ember Ridge son el resultado de la lava erupcionada aprovechando antiguas bolsas de hielo, erupciones que tienen lugar en superficies irregulares, el hundimiento de los domos durante la actividad volcánica que crea escombros y la separación de unidades columnares más antiguas durante erupciones más recientes. El domo norte, conocido como Ember Ridge North, cubre la cumbre y el flanco oriental de la cadena 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 erupcionada se enfrió inmediatamente y se ubican principalmente en la cima del domo. ^{[ 31 ]} Ember Ridge Northeast, el domo subglacial más pequeño de Ember Ridge, comprende un flujo de lava que tiene un espesor no mayor a 40 m (130 pies) . ^{[ 32 ]} Ember Ridge Northwest, el domo subglacial más aproximadamente circular, comprende al menos un flujo de lava. ^{[ 33 ]} Ember Ridge Southeast es el más complejo de los domos de Ember Ridge, que consiste en una serie de flujos de lava con un espesor de 60 m (200 pies) . También es el único domo de Ember Ridge que contiene grandes cantidades de escombros. ^{[ 34 ]} Ember Ridge Suroeste comprende al menos un flujo de lava que alcanza un espesor de 80 m (260 pies) . Es el único domo subglacial de Ember Ridge que contiene hialoclastita. ^{[ 35 ]} Ember Ridge Oeste comprende solo un flujo de lava que alcanza un espesor de 60 m (200 pies) . ^{[ 36 ]}          

Al noroeste, el Monte Cayley constituye el volcán más grande y persistente en el Cinturón Garibaldi central. Es un estratovolcán altamente erosionado compuesto de lava dacítica y riodacítica que se depositó durante tres fases de actividad volcánica. ^{[ 10 ] [ 37 ]} La primera fase eruptiva comenzó hace unos cuatro millones de años con la erupción de flujos de lava dacítica y roca piroclástica. ^{[ 10 ]} Esto resultó en la creación del Monte Cayley. ^{[ 37 ]} El vulcanismo posterior durante esta fase volcánica construyó un domo de lava significativo. Este actúa como un tapón volcánico y compone las espinas de lava que actualmente forman pináculos en la escarpada cumbre de Cayley. ^{[ 10 ]} Después de la formación del Monte Cayley, se produjeron erupciones de flujos de lava, tefra y escombros de dacita soldada. ^{[ 37 ]} Esta segunda fase de actividad, hace 2,7 ± 0,7 millones de años, resultó en la creación del Pulgar de Vulcano , una cresta volcánica escarpada en el flanco sur del Monte Cayley. ^{[ 10 ] [ 37 ]} Una larga disección, producto de un extenso período de erosión, demolió gran parte del estratovolcán original. ^{[ 10 ]} La actividad volcánica posterior a este prolongado período de erosión produjo gruesos flujos de lava dacítica desde chimeneas parásitas hace 300.000  años, que se extendieron hasta los valles de Turbid y Shovelnose Creek cerca del río Squamish. ^{[ 10 ] [ 37 ]} Esto creó posteriormente dos pequeños domos de lava parásita  hace 200.000 años. ^{[ 10 ]} Estos tres eventos volcánicos contrastan con otros alrededor de Cayley, ya que no muestran signos de interacción con el hielo glacial. ^{[ 37 ]}

Pali Dome , un volcán erosionado al norte del Monte Cayley, consta de dos unidades geológicas . Pali Dome Este está compuesto por una masa de flujos de lava andesítica y pequeñas cantidades de material piroclástico. Se encuentra en la porción 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 las elevaciones altas, pero terminan en acantilados verticales finamente fracturados en las 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 del cráter 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 finales de la glaciación Fraser. Los flujos de lava marginales al hielo alcanzan espesores de hasta 100 m (330 pies) . ^{[ 38 ]} Pali Dome West consta de al menos tres flujos de lava andesítica y pequeñas cantidades de material piroclástico; su chimenea está actualmente enterrada bajo hielo glacial. Al menos tres erupciones han ocurrido en Pali Dome East. Se desconoce la edad de la primera erupción volcánica, pero podría haber ocurrido en los últimos 10 000 años. La segunda erupción produjo un flujo de lava que entró en erupción cuando el área de la chimenea no estaba enterrada bajo hielo glacial. Sin embargo, el flujo muestra evidencia de interacción con hielo glacial en su unidad inferior. Esto indica que las lavas entraron en erupción durante las etapas finales de la glaciación Fraser. La tercera y más reciente erupción produjo otro flujo de lava que entró en erupción en gran parte sobre hielo glacial, pero probablemente estuvo limitado en su margen norte por un pequeño glaciar. A diferencia del flujo de lava que entró en erupción durante la segunda erupción, este flujo de lava no fue represado por hielo glacial en su unidad inferior. Esto sugiere que entró en erupción hace menos de 10.000 años, cuando la glaciación regional de Fraser retrocedió. ^{[ 39 ]}    

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, está compuesto por dos unidades geológicas. Upper Cauldron Dome es un cúmulo ovalado de cima plana de al menos cinco flujos de lava andesítica que se asemeja a una tuya. Los cinco flujos de andesita tienen juntas columnares y probablemente fueron extruidos a través del hielo glaciar. La actividad volcánica más reciente podría haber ocurrido entre 10.000  y 25.000  años atrás, 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 un cúmulo de flujos de lava andesítica de cima plana y laderas empinadas de 1.800 m (5.900 pies) de largo y un espesor máximo de 220 m (720 pies) . Estas rocas volcánicas fueron extruidas hace unos 10.000 años durante las etapas finales de la glaciación Fraser desde una chimenea adyacente a la parte superior de Cauldron Dome que actualmente está enterrada bajo hielo glacial. ^{[ 40 ]}     

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 andesítica y pequeñas cantidades de roca piroclástica. En la parte occidental de Slag Hill se encuentra 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, ubicada a 900 m (3000 pies) al noreste de Slag Hill propiamente dicho, consiste en un cúmulo de andesita de cima plana y laderas empinadas. Sobresale a través de los restos de material volcánico erupcionado de Slag Hill propiamente dicho, pero representa una chimenea volcánica separada debido a su apariencia geográfica. Este pequeño volcán subglacial posiblemente se formó entre 25 000 y 10 000 años atrás durante las etapas finales de la glaciación Fraser. ^{[ 41 ]}    

Ring Mountain , una tuya dominada por flujos ubicada en la parte norte del campo volcánico de Mount Cayley, consiste en una acumulación de al menos cinco flujos de lava andesítica sobre una cresta montañosa. Sus laderas empinadas alcanzan alturas de 500 m (1600 pies) y están compuestas de escombros volcánicos. Esto imposibilita medir su elevación base exacta o cuántos flujos de lava conforman el edificio. Con una elevación de cumbre de 2192 m (7192 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 andesítica menor. Su composición química es algo diferente a la de otros flujos de andesita que componen Ring Mountain, pero probablemente erupcionó desde una chimenea volcánica adyacente o en Ring Mountain. La parte de mayor elevación contiene algunas características que indican interacciones entre lava y hielo, mientras que la parte de menor elevación no. Por lo tanto, es probable que este pequeño flujo de lava se haya extruido después de la formación de Ring Mountain, pero cuando el hielo glaciar cubría un área más extensa que la actual, y que el flujo de lava se extienda más allá de la región donde existía hielo glaciar en ese momento. ^{[ 42 ]}      

El macizo del Monte Meager es el volcán compuesto de mayor volumen en la cadena Garibaldi y ^la Columbia Británica, así como el más reciente en entrar en erupción. ^{[ 43 ]} Tiene un volumen de 20 km³ (4,8 mi³ ⁾ y consiste en un estratovolcán erosionado, cuya composición varía de andesita a riodacita. ^{[ 20 ] [ 44 ]} En su cumbre glaciar se encuentran varios domos de lava disecados y tapones volcánicos, así como un cráter volcánico claramente definido con un domo de lava en su interior. ^{[ 43 ] [ 44 ]} Al menos ocho chimeneas volcánicas 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 ] [ 45 ]} En el macizo del Monte Meager existe una historia bien documentada de vulcanismo, cuya erupción más reciente ocurrió hace unos 2350 años y fue similar en carácter a la erupción de 1980 del Monte Santa Helena y a la erupción continua de Soufrière Hills en la isla de Montserrat . ^{[ 44 ] [ 46 ] [ 47 ]} Esta es la mayor erupción explosiva del Holoceno registrada en Canadá, originada en una chimenea volcánica en el flanco noreste del Pico Plinth . ^{[ 44 ]} Fue de naturaleza pliniana, enviando una columna de erupción de al menos 20 km (12 mi) de altura a la estratosfera . ^{[ 45 ]} A medida que los vientos predominantes transportaron la ceniza de la columna hacia el este, se depositó en Columbia Británica y Alberta . ^{[ 48 ]} Posteriormente, se produjeron flujos piroclásticos que descendieron por las laderas de Plinth Peak a lo largo de 7 km (4,3 millas) y que luego fueron seguidos por la erupción de un flujo de lava que causó múltiples demoliciones. Esto creó una gruesa capa de escombros aglutinados que bloqueó con éxito el río Lillooet adyacente, formando un lago. Posteriormente, la represa de brecha colapsó, produciendo una inundación catastrófica que depositó rocas del tamaño de casas a lo largo de más de 1 km (0,62 millas).          aguas abajo. Tras la inundación, se produjo una pequeña erupción de lava dacítica que posteriormente se solidificó formando una serie de diaclasas columnares bien conservadas. Esta es la última fase de la erupción de 2350 años antes del presente, y la posterior erosión fluvial ha cortado esta colada de lava formando una cascada. ^{[ 45 ]}

Un grupo de pequeños volcanes en la parte alta del río Bridge , conocidos como los Conos del Río Bridge , incluye estratovolcanes, tapones volcánicos y flujos de lava. Estos volcanes se diferencian de otros en el Cinturón Volcánico de Garibaldi en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas con composiciones máficas, incluyendo basalto alcalino y hawaiita . Las diferentes composiciones del magma podrían estar relacionadas con un menor grado de fusión parcial en el manto terrestre o con 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 potasio-argón de un millón de años. Tiene unos 300 m (980 pies) de ancho y su superficie glaciar descubierta está cubierta de bloques erráticos glaciares. Sus enormes columnas de roca niveladas se formaron dentro de la chimenea volcánica principal de un estratovolcán que posteriormente se redujo por la erosión. Al sureste, el complejo volcánico del glaciar Salal se formó hace entre 970.000 y 590.000 años. Consiste en tefra subaérea y depósitos delgados de flujos de lava rodeados por flujos de lava de 100 m (330 pies) de espesor, que se acumularon en el hielo. Estos flujos de lava marginales se crearon cuando la lava se acumuló contra el hielo glaciar 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 glaciar. Cuando los flujos de lava erupcionaron de Tuber Hill, interactuaron con los glaciares que llenaban el valle en su flanco sur y produjeron un lago de agua de deshielo glaciar. Aquí se depositaron más de 150 m (490 pies) de hialoclastita apilada, lahares y toba lacustre. Durante este período eruptivo también se depositó 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 cubren el till del último período glacial. Se desconoce la edad de estos flujos de lava que rellenan los valles, pero la presencia de till glacial no consolidado bajo ellos sugiere que tienen menos de 1500 años. ^{[ 10 ]}            

Al noroeste, el Complejo Glaciar Franklin es un conjunto de roca volcánica que abarca un área de 20 km de largo y 6 km de ancho. Tiene una elevación de más de 2000 m y está en gran parte erosionado. Una serie de diques e intrusiones subvolcánicas componen el complejo, algunos de los cuales parecen representar chimeneas para la secuencia suprayacente de depósitos volcánicos. Los volcanes incluyen brecha de dacita y pequeños remanentes de flujos de lava de andesita con hornblenda asociados con tobas que alcanzan los 450 m de espesor. El complejo es poco conocido debido a la escasez de estudios, pero las dataciones de potasio-argón obtenidas de algunas de las intrusiones subvolcánicas indican que Franklin se formó durante dos eventos volcánicos, separados entre sí por aproximadamente 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 desplazado a su ubicación actual, pero se estaba restringiendo más aéreamente dentro de una gran franja al este y al oeste. ^{[ 11 ] [ 20 ]} Durante este período, la actividad volcánica en el Cinturón de Garibaldi y otras porciones del Arco de Cascada del norte tuvo lugar principalmente en el Complejo Glaciar Franklin y en el Cinturón Intermontano más al este. ^{[ 20 ]} Cuando el Cinturón de Garibaldi se desplazó a su ubicación actual hace cinco millones de años, ocurrió otro evento volcánico en el complejo 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 is the largest and best-preserved of the two caldera complexes in the northern Garibaldi chain, the other being the Franklin Glacier Complex 55 km (34 mi) to the east-southeast.^[7][20] The caldera has a diameter of 20 km (12 mi) and contains breccia, lava flows and lava domes. Like Franklin to the east-southeast, the geology of Silverthrone is poorly known due to minimal studies. The region surrounding the Silverthrone complex is significantly jagged due to the mountainous terrain of the Coast Mountains. Near vertical flanks extend from near sea level to more than 3,000 m (9,800 ft) in elevation. Silverthrone is significantly younger than the Franklin Glacier Complex to the east-southeast and its volcanics likely have ages comparable to other volcanics throughout the Garibaldi chain. The oldest volcanics at the Silverthrone Caldera complex are composed of volcanic breccias, some of which became fused together by intense volcanic heat from when the deposits were first erupted. After these volcanics were deposited, a series of dacite, andesite and rhyolite lava flows were erupted upon volcanic breccia from the first volcanic phase. These eroded lava flows in total are 900 m (3,000 ft) thick. Volcanics in the lower portion of this series of lava flows give a potassium-argon date of 750,000 years while volcanics slightly above the lava flows are 400,000 years old. The most recent volcanic activity produced a series of andesite and basaltic andesite lava flows down Pashleth Creek and the Machmell and Kingcome river valleys. The lava flow extending from near Pashleth Creek to down the Machmell River valley is over 25 km (16 mi) in length. Its small amount of erosion indicates that it could be 1,000 years old or younger.^[7]

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). ^{[ 49 ]} Los datos sísmicos sugieren que estos volcanes aún contienen cámaras magmáticas activas, lo que indica que algunos volcanes del Cinturón de Garibaldi probablemente estén activos, con importantes peligros potenciales. ^{[ 49 ] [ 50 ]} La actividad sísmica se corresponde con algunos de los volcanes de Canadá de formación reciente y con volcanes persistentes que han tenido una actividad explosiva importante a lo largo de su historia, como el Monte Garibaldi y los macizos del Monte Cayley y del Monte Meager. ^{[ 49 ]}

Una serie de manantiales termales adyacentes al valle del río Lillooet, como los manantiales Harrison , Sloquet, Clear Creek y Skookumchuck, no se encuentran cerca de áreas con actividad volcánica reciente. En cambio, muchos se ubican cerca de  intrusiones de 16 a 26 millones de años de antigüedad que se interpretan como las raíces de volcanes fuertemente erosionados. Estos volcanes formaron parte del Arco Volcánico de Cascade durante el período Mioceno y sus raíces intrusivas se extienden desde el valle del Fraser en el sur hasta Salal Creek en el norte. La relación de estos manantiales termales con el Cinturón de Garibaldi no está clara. Sin embargo, se sabe que existen algunos manantiales termales en áreas que han experimentado actividad volcánica relativamente reciente. ^{[ 51 ]} Existen alrededor de cinco manantiales termales en valles cerca del Monte Cayley y dos pequeños grupos de manantiales termales están presentes en el macizo del Monte Meager. ^{[ 37 ] [ 45 ]} Los manantiales en el macizo de Meager podrían ser evidencia de una cámara magmática poco profunda bajo la superficie. No se conocen fuentes termales en el monte Garibaldi como las que se encuentran en el monte Meager y el monte Cayley, aunque hay evidencia de un flujo de calor anormalmente alto en los prados adyacentes de Table Meadows y otros lugares. El agua anormalmente caliente cerca de Britannia Beach podría deberse a actividad geotérmica vinculada a la zona volcánica de Watts Point. ^{[ 51 ]}

Durante siglos, los habitantes de la zona del Cinturón Volcánico de Garibaldi han utilizado los recursos naturales. La Nación Squamish recolectaba obsidiana para fabricar cuchillos, cinceles, azuelas y otras herramientas afiladas en la época precolombina. Este material se encuentra en yacimientos con una antigüedad de entre 10 000 años y periodos protohistóricos . La fuente de este material se halla en las zonas altas de las montañas que rodean el Monte Garibaldi. En Opal Cone, la lava del flujo de Ring Creek se calentaba habitualmente para cocinar, ya que su textura, similar a la piedra pómez , permite conservar el calor. Además, no se rompía tras un uso prolongado. ^{[ 52 ]} 

Un gran afloramiento de piedra pómez adyacente al macizo del Monte Meager ha sido explotado varias veces en el pasado, extendiéndose a lo largo de más de 2000 m (6600 pies) y 1000 m (3300 pies) de ancho con un espesor de aproximadamente 300 m (980 pies) . El yacimiento fue arrendado inicialmente por J. MacIsaac, quien falleció a finales de la década de 1970. A mediados de la década de 1970, el segundo arrendatario, WH Willes, investigó y extrajo la piedra pómez. Esta fue triturada, retirada y almacenada cerca del pueblo de Pemberton . Posteriormente, el puente que se utilizaba para acceder al yacimiento de piedra pómez fue arrasado por una crecida. Las operaciones mineras se reanudaron en 1988 cuando el yacimiento fue registrado por LB Bustin. En 1990, el afloramiento de piedra pómez fue comprado por DR Carefoot a los propietarios B. Chore y M. Beaupre. En un programa ^realizado entre 1991 y 1992, los trabajadores evaluaron el yacimiento por sus propiedades como material de construcción, absorbente de petróleo y para el lavado de piedras . Aproximadamente 7500 m³ (260 000 ft³ ⁾ de piedra pómez fueron extraídos en 1998 por la Great Pacific Pumice Incorporation. ^{[ 53 ]}        

Las aguas termales asociadas con Meager y Cayley han convertido a estos dos volcanes en objetivos de exploración geotérmica. En el Monte 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 llevado a cabo la exploración geotérmica en el macizo del Monte Meager desde finales de la década de 1970. Se han calculado temperaturas de fondo de pozo 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 importante sitio geotérmico. Se espera que la energía geotérmica se extienda por todo el oeste de Canadá y es probable que llegue al oeste de los Estados Unidos. ^{[ 54 ]}          

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 hace referencia a los escombros volcánicos de la zona. Esta montaña, al igual que otras ubicadas en la región, es considerada sagrada, ya que desempeña un papel importante en su historia . En su tradición oral , transmitieron la historia de una inundación que cubrió la tierra. Durante este tiempo, solo dos montañas sobresalían del agua, y Garibaldi era una de ellas. Fue allí donde los supervivientes de la inundación ataron sus canoas a la cima y esperaron a que las aguas bajaran. El Black Tusk, 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 Desembarco del Pájaro del Trueno". ^{[ 55 ]} El Pájaro del Trueno es una criatura legendaria en la historia y cultura de los pueblos indígenas de Norteamérica . Se dice que las rocas que componen el Colmillo Negro y el Monte Cayley fueron quemadas en negro por el rayo del Pájaro del Trueno. ^{[ 55 ]}

Varias formaciones 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. ^{[ 56 ]} Recibió su nombre del estratovolcán Monte Garibaldi, de 2678 m (8786 pies) de altura , que a su vez fue nombrado en honor al líder militar y político italiano Giuseppe Garibaldi en 1860. ^{[ 56 ] [ 57 ]} Al noroeste, el Parque Provincial Brandywine Falls protege las Cataratas Brandywine, una cascada de 70 m (230 pies) de altura compuesta por al menos cuatro flujos de lava basáltica con diaclasas columnares. ^{[ 58 ] [ 59 ]} El origen de su nombre no está claro, pero podría provenir de dos topógrafos llamados Jack Nelson y Bob Mollison. ^{[ 59 ]}    

Al igual que otras zonas volcánicas de Canadá, el Cinturón Volcánico de Garibaldi no recibe un seguimiento suficientemente exhaustivo por parte del Servicio Geológico de Canadá para determinar la actividad de su sistema magmático. Esto se debe, en parte, a que varios volcanes de la cadena se encuentran en regiones remotas y no se han producido erupciones importantes en Canadá en los últimos siglos. ^{[ 60 ]} En consecuencia, el monitoreo volcánico es menos importante que la gestión de otros procesos naturales, como tsunamis , terremotos y deslizamientos de tierra. ^{[ 60 ]} Sin embargo, con la existencia de terremotos, se espera un mayor vulcanismo, que probablemente tendría efectos considerables, especialmente en una región como el suroeste de la Columbia Británica, donde los volcanes de Garibaldi se ubican en una zona densamente poblada. ^{[ 9 ] [ 60 ] [ 25 ]}

La mayor amenaza de los volcanes de la cadena Garibaldi probablemente se deba a la tefra liberada durante las erupciones explosivas. ^{[ 20 ]} El macizo del Monte Meager, en particular, representa una importante amenaza a larga distancia para las comunidades del sur de la Columbia Británica y Alberta debido a su historial de erupciones explosivas. ^{[ 45 ]} Se estima que  se han producido más de 200 erupciones en todo el Arco Volcánico de las Cascadas en los últimos 12 000  años, muchas de ellas en los Estados Unidos. Muchas erupciones en el oeste de los Estados Unidos han enviado grandes cantidades de tefra al sur de la Columbia Británica. Sin embargo, todas las ciudades importantes del suroeste de la Columbia Británica con poblaciones de más de 100 000 habitantes  se encuentran al oeste del Cinturón Volcánico de Garibaldi y los vientos predominantes soplan hacia el este. Por lo tanto, es menos probable que estas comunidades tengan grandes cantidades de tefra. En la región del Lower Mainland , 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. Cantidades menores de ceniza volcánica son más frecuentes. Durante la erupción del Monte Santa Helena en 1980, se depositó 1 mm (0,039 pulgadas) de tefra desde el sureste de la Columbia Británica hasta Manitoba . ^{[ 20 ]}        

Aunque todas las ciudades principales del suroeste de la Columbia Británica se encuentran al oeste de la cadena de Garibaldi, se espera que futuras erupciones tengan impactos significativos en los municipios adyacentes de Squamish y Whistler . ^{[ 25 ] [ 62 ]} Una columna de erupción liberada durante la actividad del Peléan descargaría grandes cantidades de tefra que pondrían en peligro a las aeronaves. La tefra también podría derretir las grandes capas de hielo glaciar al este de Garibaldi y causar inundaciones. Esto podría poner en peligro posteriormente el suministro de agua del lago Pitt y la pesca en el río Pitt . Una erupción explosiva y la tefra asociada también podrían crear dificultades temporales o a largo plazo en el suministro de agua para Vancouver y la mayor parte del sur de la Columbia Británica. El embalse de agua para el área de drenaje del Gran Vancouver se encuentra al sur del Monte Garibaldi. ^{[ 28 ]}

Se han producido varios deslizamientos de tierra y lahares en todo el Cinturón de Garibaldi. En el macizo del Monte Meager, se han producido deslizamientos de tierra considerables desde el Pico Pylon y el Pico Devastator 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 importantes desde el flanco sur del Pico Pylon hace 8 700 y 4 400 años arrojaron escombros volcánicos al valle adyacente de Meager Creek . ^{[ 63 ]} 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. ^{[ 64 ]} El volumen estimado de este deslizamiento de tierra es de ¹³ 000 000 m³ (460 000 ⁰⁰⁰ ft³ ) . ^{[ 65 ]} Un deslizamiento de tierra considerable, tan grande como el mayor registrado por 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 detectaran y emitieran una alerta pública, mataría a cientos o incluso miles de residentes. Por ello, los programas informáticos podrían identificar la información que se aproxima y activar una notificación automática cuando se detecte un lahar de gran magnitud. Un sistema similar para identificar este tipo de lahares existe en el Monte Rainier, en el estado de Washington, Estados Unidos. ^{[ 46 ]}      

Grandes deslizamientos de tierra del Monte Cayley han ocurrido en su flanco occidental, incluyendo una gran avalancha de escombros  hace unos 4800 años que vertió una extensión de área de ⁸ km² ( 3,1 mi² ⁾ de material volcánico en el fondo del valle adyacente. Esto bloqueó el río Squamish durante un largo período de tiempo. ^{[ 66 ]} Aunque no se conocen erupciones del macizo en los últimos 10 000 años, está asociado con un grupo de aguas termales. ^{[ 20 ] [ 37 ]} Evans (1990) ha indicado que una serie de deslizamientos de tierra y flujos de escombros en el Monte Cayley en los últimos 10 000 años podrían haber sido causados ​​por actividad volcánica. ^{[ 20 ]} Desde el deslizamiento de tierra de 4800 BP, se han producido varios deslizamientos de tierra más pequeños en él. ^{[ 66 ]} En 1968 y 1983, se produjo una serie de deslizamientos de tierra que causaron daños considerables a los caminos forestales y a las masas forestales, pero no provocaron víctimas mortales. ^{[ 67 ]}     

La amenaza de los flujos de lava en el Cinturón de Garibaldi es menor a menos que una erupción tenga lugar en invierno o bajo o junto a áreas de hielo glaciar, como campos de hielo . Cuando la lava fluye sobre grandes extensiones de nieve, crea agua de deshielo. Esto puede producir lahares que podrían extenderse más allá de las lavas asociadas. Si el agua entrara en una chimenea volcánica que está erupcionando lava basáltica, podría crear una erupción explosiva masiva. Estas explosiones suelen ser más extremas que las de las erupciones basálticas normales. Por lo tanto, la presencia de agua, nieve o hielo glaciar en una chimenea volcánica aumentaría el riesgo de que una erupción tenga un gran impacto en la región circundante. Las erupciones subglaciales también han causado inundaciones catastróficas por deshielo glaciar. ^{[ 20 ]}