Vulcanismo de Canadá

La actividad volcánica es una parte importante de la geología de Canadá y se caracteriza por muchos tipos de relieves volcánicos , incluidos flujos de lava , mesetas volcánicas , domos de lava , conos de ceniza , estratovolcanes , volcanes en escudo , volcanes submarinos , calderas , diatrema y maares , junto con formas volcánicas menos comunes como tuyas y montículos subglaciales .

Aunque la historia volcánica de Canadá se remonta al eón Precámbrico , hace al menos 3.110 millones de años, cuando comenzó a formarse  su parte del continente norteamericano , ^{[ 1 ]} el vulcanismo continúa ocurriendo en el oeste y norte de Canadá en la actualidad, donde forma parte de una cadena de volcanes y terremotos frecuentes alrededor del Océano Pacífico llamada el Cinturón de Fuego del Pacífico . ^{[ 2 ]} Debido a que los volcanes en el oeste y norte de Canadá se encuentran en áreas relativamente remotas y escasamente pobladas, y su actividad es menos frecuente que la de otros volcanes alrededor del Océano Pacífico, comúnmente se piensa que Canadá ocupa un hueco en el Cinturón de Fuego entre los volcanes del oeste de Estados Unidos al sur y los volcanes de las Aleutianas de Alaska al norte. ^{[ 3 ]} Aun así, los paisajes montañosos de las provincias canadienses de Alberta , Columbia Británica , Yukón y los Territorios del Noroeste incluyen más de 100  volcanes que han estado activos durante los últimos dos millones de años y cuyas erupciones han cobrado muchas vidas. ^{[ 3 ]}

La actividad volcánica es responsable de muchas de las características geológicas y geográficas de Canadá, así como de su mineralización , incluyendo el núcleo del continente norteamericano, conocido como el Escudo Canadiense . El vulcanismo ha dado lugar a la formación de cientos de áreas volcánicas y extensas formaciones de lava en todo Canadá. Los diferentes tipos de volcanes y lavas del país se originan en distintos entornos tectónicos y tipos de erupciones volcánicas , que van desde erupciones de lava pasivas hasta violentas erupciones explosivas . Canadá posee un rico registro de grandes volúmenes de roca magmática denominados grandes provincias ígneas , representadas por sistemas de conductos profundos que consisten en enjambres de diques gigantes , provincias de sills e intrusiones estratificadas . ^{[ 4 ]} Las grandes provincias ígneas más importantes de Canadá son los cinturones de rocas verdes del Arcaico , con una antigüedad estimada de entre 3.800 y 2.500 millones de años, que contienen una roca volcánica poco común llamada komatiita . ^{[ 4 ]}

El cinturón de rocas verdes de Abitibi, de 2677 millones de años de antigüedad, ubicado en Ontario y Quebec, es uno de los cinturones de rocas verdes del Arcaico más grandes de la Tierra y una de las partes más jóvenes del cratón Superior , que forma secuencialmente parte del Escudo Canadiense. ^{[ 32 ]} Las lavas de komatiita en el cinturón de rocas verdes de Abitibi (en la imagen) se presentan en cuatro conjuntos litotectónicos conocidos como Pacaud, Stoughton-Roquemaure, Kidd-Munro y Tisdale. ^{[ 32 ]} El cinturón de rocas verdes de Swayze, más al sur, se interpreta como una extensión suroccidental del cinturón de rocas verdes de Abitibi. ^{[ 33 ]}

El cinturón de rocas verdes del Arcaico de Red Lake , en el oeste de Ontario, consta de rocas volcánicas basálticas y komatiíticas con edades comprendidas entre los 2925 y los 2940 millones de años, y rocas volcánicas más jóvenes de riolita-andesita con edades comprendidas entre los 2730 y los 2750 millones de años. ^{[ 34 ]} Está situado en la parte occidental de la subprovincia de Uchi , una secuencia volcánica que comprende varios cinturones de rocas verdes. ^{[ 35 ]}    

El Cinturón Circum-Superior, de entre 1884 y 1870 millones de años ^{[ 36 ],} constituye una gran provincia ígnea que se extiende por más de 3400 kilómetros (2100 millas) desde la Fosa de Labrador en Labrador y el noreste de Quebec, pasando por el Cinturón de Cabo Smith en el norte de Quebec, las Islas Belcher en el sur de Nunavut , los cinturones de Fox River y Thompson en el norte de Manitoba , el cinturón de komatiita de Winnipegosis en el centro de Manitoba y en el lado sur del cratón Superior en la Cuenca de Animikie del noroeste de Ontario. ^{[ 37 ] [ 38 ] [ 39 ]} En la Fosa de Labrador existen dos secuencias volcano-sedimentarias con edades de 2170-2140 millones de años y 1883-1870 millones de años. ^{[ 37 ]} En el Cinturón de Cabo Smith, dos grupos volcánicos varían en edad de 2.040 a 1.870 millones de años llamados Grupo volcano-sedimentario Povungnituk y Grupo Chukotat. ^{[ 37 ]} Las Islas Belcher en el este de la Bahía de Hudson contienen dos secuencias volcánicas conocidas como los volcanes Flaherty y Eskimo. ^{[ 37 ]} El Cinturón del Río Fox consta de volcanes, sills y sedimentos de unos 1.883 millones de años de antigüedad, mientras que el magmatismo del Cinturón de Thompson se data en 1.880 millones de años de antigüedad. ^{[ 37 ]} Al sur se encuentran las komatiitas de Winnipegosis de 1.864 millones de años de antigüedad. ^{[ 37 ]} En la Cuenca de Animikie cerca del Lago Superior, el vulcanismo se data en 1.880 millones de años de antigüedad. ^{[ 37 ]}        

Durante la era Mesoproterozoica del eón Precámbrico , hace 1109  millones de años, el noroeste de Ontario comenzó a dividirse para formar el Sistema de Rift del Medio Continente , también llamado Rift de Keweenawan. ^{[ 40 ]} Los flujos de lava creados por el rift en el área del Lago Superior se formaron a partir de magma basáltico. ^{[ 40 ]} El ascenso de este magma fue el resultado de un punto caliente que produjo una triple unión en las cercanías del Lago Superior. El punto caliente formó un domo que cubrió el área del Lago Superior. ^{[ 40 ]} Voluminosos flujos de lava basáltica erupcionaron desde el eje central del rift, de manera similar al rifting que formó el Océano Atlántico . ^{[ 40 ]} Un brazo fallido se extiende 150 kilómetros (93 millas) al norte hacia el territorio continental de Ontario, donde forma una formación geológica conocida como la Ensenada de Nipigon. ^{[ 41 ]} Este brazo fallido incluye el Lago Nipigon , el lago más grande completamente dentro de los límites de Ontario. ^{[ 41 ]} 

Durante los períodos Jurásico y Cretácico se produjeron períodos de actividad volcánica en todo el centro de Canadá . La fuente de este vulcanismo fue un área de roca fundida estacionaria y de larga duración llamada punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro . ^{[ 42 ]} El primer evento erupcionó magma de kimberlita en la región de las tierras bajas de la Bahía de James  , en el norte de Ontario , hace 180 millones de años, creando el campo de kimberlita de Attawapiskat . ^{[ 42 ]} Otro evento de kimberlita abarcó un período de 13  millones de años, entre 165  y 152  millones de años atrás, creando el campo de kimberlita de Kirkland Lake, en el noreste de Ontario. ^{[ 42 ]} Otro período de vulcanismo de kimberlita ocurrió en el noreste de Ontario, entre 154  y 134  millones de años atrás, creando el campo de kimberlita de Lake Timiskaming . ^{[ 42 ]} A medida que la placa norteamericana se desplazaba hacia el oeste sobre el punto caliente de Nueva Inglaterra, este punto caliente creó las intrusiones de magma de las colinas de Monteregian en Montreal , al sur de Quebec. ^{[ 43 ]} Estas intrusiones se han interpretado de diversas maneras: como intrusiones de alimentación de volcanes extintos que habrían estado activos  hace 125 millones de años, o como intrusiones que nunca emergieron a la superficie durante la actividad volcánica. ^{[ 43 ] [ 44 ]} La ausencia de una huella de punto caliente notable al oeste de las colinas de Monteregian podría deberse a que la pluma del manto de Nueva Inglaterra no logró atravesar la roca sólida y masiva del Escudo Canadiense, a la falta de intrusiones notables o al fortalecimiento de la pluma del manto de Nueva Inglaterra al acercarse a la región de las colinas de Monteregian. ^{[ 45 ]}

Hace unos 250  millones de años, durante el período Triásico temprano , el Canadá atlántico se encontraba aproximadamente en el centro de un continente gigante llamado Pangea . ^{[ 46 ]} Este supercontinente comenzó a fracturarse  hace 220 millones de años cuando la litosfera de la Tierra se estaba separando debido a la tensión extensional, creando un límite de placa divergente conocido como la Cuenca de Fundy . ^{[ 46 ]} El foco de la fractura comenzó en algún lugar entre donde se unían la actual Norteamérica oriental y el noroeste de África . Durante la formación de la Cuenca de Fundy, la actividad volcánica nunca cesó, como lo demuestra la erupción continua de lava a lo largo de la Dorsal Mesoatlántica ; una cadena montañosa volcánica submarina en el Océano Atlántico se formó como resultado de la continua expansión del fondo marino entre Norteamérica oriental y el noroeste de África. A medida que la cuenca de Fundy continuaba formándose hace 201 millones de años, una serie de flujos de lava basáltica entraron en erupción, formando una cadena montañosa volcánica en la parte continental del suroeste de Nueva Escocia conocida como North Mountain , que se extiende 200 kilómetros (120 millas) desde la isla Brier en el sur hasta el cabo Split en el norte. ^{[ 47 ]} Esta serie de flujos de lava cubre la mayor parte de la cuenca de Fundy y se extiende bajo la bahía de Fundy , donde partes de ella están expuestas en la costa en la comunidad rural de Five Islands , al este de Parrsboro en el lado norte de la bahía. Existen grandes diques de 4 a 30 metros (13–98 pies) de ancho en todo el extremo sur de Nuevo Brunswick con edades y composiciones similares al basalto de North Mountain, lo que indica que estos diques fueron la fuente de los flujos de lava de North Mountain. ^{[ 48 ]} Sin embargo, North Mountain son los restos de una estructura volcánica más grande que ahora ha sido erosionada en gran medida debido a la existencia de fallas en el borde de la cuenca y la erosión. ^{[ 48 ]} La dura cresta basáltica de North Mountain resistió la abrasión de las capas de hielo que fluyeron sobre esta región durante las pasadas edades de hielo , y ahora forma un lado del valle de Annapolis en la parte occidental de la península de Nueva Escocia . La estratificación de un flujo de lava de North Mountain de menos de 175 metros (574 pies)    El espesor en McKay Head se asemeja mucho al de algunos lagos de lava hawaianos , lo que indica que se produjeron erupciones hawaianas durante la formación de North Mountain. ^{[ 48 ]}

Los montes submarinos de Fogo , ubicados a 500 km (311 mi) de la costa de Terranova, al suroeste de los Grandes Bancos , consisten en volcanes submarinos cuyas fechas se remontan al Cretácico Inferior, hace al menos 143 millones de años. ^{[ 49 ]} Pueden tener uno o dos orígenes. Los montes submarinos de Fogo podrían haberse formado a lo largo de zonas de fractura en el fondo marino del Atlántico debido a la gran cantidad de montes submarinos en la plataforma continental norteamericana . ^{[ 49 ]} La otra explicación para su origen es que se formaron sobre una pluma del manto asociada con los puntos calientes de Canarias o Azores en el Océano Atlántico, basándose en la existencia de montes submarinos más antiguos al noroeste y montes submarinos más jóvenes al sureste. ^{[ 49 ]} La existencia de montes submarinos de cima plana a lo largo de la cadena de montes submarinos de Fogo indica que algunos de estos montes submarinos alguna vez se elevaron sobre el nivel del mar como islas que habrían sido volcánicamente activas. Su planitud se debe a la erosión costera, como las olas y los vientos. ^{[ 49 ]} Otros volcanes submarinos frente a las costas del este de Canadá incluyen los montes submarinos de Terranova, poco estudiados . ^{[ 49 ]}   

El cinturón de rocas verdes de Flin Flon en el centro de Manitoba y el centro-este de Saskatchewan es un collage de rocas de arco volcánico deformadas que varían en edad de 1.904 a 1.864 millones de años durante la subdivisión paleoproterozoica del eón precámbrico. ^{[ 50 ]} La actividad volcánica entre 1.890  y 1.864  millones de años atrás produjo magmas de andesita-riolita calcoalcalina y raros magmas de shoshonita y traquiandesita mientras que el vulcanismo de arco de 1.904 millones de años ocurrió en uno o más arcos volcánicos separados que posiblemente se caracterizaron por una rápida subducción de corteza oceánica delgada y grandes cuencas de trasarco . ^{[ 50 ]} Por el contrario, los volcanes más jóvenes de 1.890 millones de años indican evidencia de engrosamiento cortical. ^{[ 50 ]} Esto se debió al crecimiento a largo plazo de los arcos volcánicos por la actividad volcánica continua y el engrosamiento tectónico asociado con colisiones de arcos y deformación sucesiva de arcos. ^{[ 50 ]} Esto a su vez siguió a un evento masivo de formación de montañas llamado orogenia Trans-Hudson .

El período Cretácico, hace 145-66 millones de años, fue un período de vulcanismo kimberlítico activo en la Cuenca Sedimentaria del Oeste de Canadá , en Alberta y Saskatchewan. El campo de kimberlita Fort à la Corne, en el centro de Saskatchewan, se formó hace 104  a 95  millones de años durante el Cretácico Inferior . ^{[ 51 ]} A diferencia de la mayoría de los campos de kimberlita en la Tierra, el campo de kimberlita Fort à la Corne se formó durante más de un evento eruptivo. ^{[ 52 ]} Sus kimberlitas se encuentran entre los ejemplos más completos de la Tierra, conservando chimeneas de kimberlita y volcanes maar . ^{[ 53 ]} La provincia de kimberlita del norte de Alberta consta de tres campos de kimberlita conocidos como Birch Mountains , Buffalo Head Hills y el grupo Mountain Lake . ^{[ 54 ]} El campo de kimberlita de Birch Mountains consta de ocho chimeneas de kimberlita conocidas como Phoenix , Dragon , Xena , Legend y Valkyrie , que datan de aproximadamente 75  millones de años. ^{[ 54 ]} El campo de kimberlita de Buffalo Head Hills estuvo dominado por vulcanismo explosivo de kimberlita desde  hace 88 millones de años hasta hace 81  millones de años, formando maares . ^{[ 51 ]} Las kimberlitas del campo de Buffalo Head Hills son similares a las asociadas con el campo de kimberlita de Fort à la Corne en el centro de Saskatchewan. ^{[ 51 ]} Las chimeneas de kimberlita del grupo de Mountain Lake se formaron durante un período de tiempo similar al del campo de Birch Mountains,  hace 77 millones de años. ^{[ 54 ]}

Formación del noroeste del Pacífico

La porción canadiense del noroeste del Pacífico comenzó a formarse durante el período Jurásico temprano cuando un grupo de islas volcánicas activas colisionaron contra un margen continental y una costa preexistentes del oeste de Canadá. ^{[ 55 ]} Estas islas volcánicas, conocidas como las Islas Intermontanas por los geocientíficos, se formaron sobre una placa tectónica preexistente llamada Placa Intermontana hace unos 245  millones de años por subducción de la antigua Placa Insular al oeste de ella durante el período Triásico . ^{[ 55 ]} Esta zona de subducción registra otra zona de subducción llamada Fosa Intermontana bajo un antiguo océano entre las Islas Intermontanas y el antiguo margen continental del oeste de Canadá llamado Océano Slide Mountain . ^{[ 55 ]} Esta disposición de dos zonas de subducción paralelas es inusual ya que existen muy pocas zonas de subducción gemelas en la Tierra; el Cinturón Móvil Filipino frente a la costa oriental de Asia es un ejemplo de una zona de subducción gemela moderna. ^{[ 55 ]} A medida que la Placa Intermontana se acercaba al margen continental preexistente mediante la subducción continua bajo el Océano de Slide Mountain, las Islas Intermontanas se acercaban al antiguo margen continental y la costa del oeste de Canadá, sosteniendo un arco volcánico en el antiguo margen continental del oeste de Canadá. ^{[ 55 ]} A medida que la Placa Norteamericana se desplazaba hacia el oeste y la Placa Intermontana continuaba desplazándose hacia el este hacia el antiguo margen continental del oeste de Canadá, el Océano de Slide Mountain comenzó a cerrarse mediante la subducción continua bajo el Océano de Slide Mountain. ^{[ 55 ]} Esta zona de subducción finalmente se atascó y se cerró por completo  hace unos 180 millones de años, poniendo fin al vulcanismo de arco en el antiguo margen continental del oeste de Canadá y las Islas Intermontanas colisionaron, formando una larga cadena de roca volcánica y sedimentaria deformada llamada Cinturón Intermontano , que consiste en valles profundamente excavados, altas mesetas y tierras altas onduladas. ^{[ 55 ]} Esta colisión también aplastó y plegó rocas sedimentarias e ígneas , creando una cadena montañosa llamada Cinturón de Pliegues de Kootenay que existió en el extremo este de la Columbia Británica. ^{[ 55]}

Después de que las rocas sedimentarias e ígneas se plegaron y trituraron, se creó una nueva plataforma continental y línea costera. ^{[ 55 ]} La placa insular continuó subduciendo bajo la nueva plataforma continental y línea costera  hace unos 130 millones de años durante el Cretácico medio después de la formación del Cinturón Intermontano, sosteniendo un nuevo arco volcánico continental llamado Arco de Omineca . ^{[ 55 ]} El magma que ascendía del Arco de Omineca conectó con éxito el Cinturón Intermontano con el continente del oeste de Canadá, formando una cadena de volcanes en la Columbia Británica que existió de forma discontinua durante unos 60  millones de años. ^{[ 55 ]} El océano que se encontraba frente a la costa durante este período se llama Océano de Bridge River . ^{[ 55 ]} También fue durante este período cuando existió otro grupo de islas volcánicas activas a lo largo de la plataforma continental y línea costera recién formadas. ^{[ 56 ]} Estas islas volcánicas, conocidas como las Islas Insulares , se formaron en la placa insular por la subducción de la antigua placa de Farallón al oeste de ella durante la era paleozoica temprana . ^{[ 56 ]} A medida que la Placa Norteamericana se desplazaba hacia el oeste y la Placa Insular hacia el este hasta el margen continental del oeste de Canadá, el Océano Bridge River comenzó a cerrarse por subducción continua bajo el Océano Bridge River. ^{[ 56 ]} Esta zona de subducción finalmente se atascó y se cerró por completo  hace 115 millones de años, poniendo fin al vulcanismo del Arco Omineca y las Islas Insulares colisionaron, formando el Cinturón Insular . ^{[ 56 ]} La compresión resultante de esta colisión aplastó, fracturó y plegó rocas a lo largo del margen continental. ^{[ 56 ]} El Cinturón Insular luego se soldó al margen continental por magma que finalmente se enfrió para crear una gran masa de roca ígnea , creando un nuevo margen continental. ^{[ 56 ]} Esta gran masa de roca ígnea es el afloramiento de granito más grande de América del Norte. ^{[ 56 ]}

La placa de Farallón continuó subduciendo bajo el nuevo margen continental del oeste de Canadá después de que la placa insular y las islas insulares colisionaran con el antiguo margen continental, sustentando una nueva cadena de volcanes en la parte continental del oeste de Canadá llamada Arco de la Cordillera Costera hace unos 100  millones de años durante el Cretácico Superior . ^{[ 57 ]} El magma que ascendía desde la placa de Farallón bajo el nuevo margen continental se abrió paso hacia arriba a través del recién acrecionado Cinturón Insular, inyectando enormes cantidades de granito en las rocas ígneas más antiguas del Cinturón Insular. ^{[ 56 ]} En la superficie, se formaron nuevos volcanes a lo largo del margen continental. ^{[ 56 ]} El basamento de este arco probablemente consistía en intrusiones del Cretácico Inferior y del Jurásico Superior provenientes de las islas insulares. ^{[ 57 ]}

Uno de los aspectos principales que cambió temprano durante el Arco de la Cordillera Costera fue el estado del extremo norte de la Placa Farallón, una porción ahora conocida como la Placa Kula . ^{[ 56 ]} Hace unos 85  millones de años, la Placa Kula se separó de la Placa Farallón para formar un área de expansión del fondo oceánico llamada Dorsal Kula-Farallón . ^{[ 56 ]} Este cambio aparentemente tuvo algunas ramificaciones importantes para la evolución geológica regional. Cuando este cambio se completó, el vulcanismo del Arco de la Cordillera Costera regresó y secciones del arco se elevaron considerablemente a finales del Cretácico. ^{[ 58 ]} Esto inició un período de formación de montañas que afectó gran parte del oeste de América del Norte llamado orogenia Laramide . ^{[ 59 ]} En particular, una gran área de transpresión dextral y fallas de cabalgamiento dirigidas al suroeste estuvo activa desde hace 75  a 66  millones de años. ^{[ 55 ]} Gran parte del registro de esta deformación ha sido reemplazado por estructuras de edad terciaria y la zona de fallas de cabalgamiento dextrales del Cretácico parece haber sido generalizada. ^{[ 55 ]} También fue durante este período cuando enormes cantidades de granito fundido intruyeron rocas oceánicas altamente deformadas y diversos fragmentos de arcos de islas preexistentes, en gran parte remanentes del Océano de Bridge River. ^{[ 56 ]} Este granito fundido quemó los antiguos sedimentos oceánicos en una brillante roca metamórfica de grado medio llamada esquisto . ^{[ 56 ]} Las intrusiones más antiguas del Arco de la Cordillera Costera fueron luego deformadas bajo el calor y la presión de intrusiones posteriores, convirtiéndolas en roca metamórfica estratificada conocida como gneis . ^{[ 56 ]} En algunos lugares, las mezclas de rocas intrusivas más antiguas y las rocas oceánicas originales se han distorsionado y deformado bajo un calor, peso y presión intensos para crear patrones arremolinados inusuales conocidos como migmatita , que parecen haber sido casi fundidos en el proceso. ^{[ 56 ]}

El vulcanismo comenzó a disminuir a lo largo del arco  hace unos 60 millones de años durante las etapas faunísticas del Albiense y el Aptiense del período Cretácico. ^{[ 57 ]} Esto fue resultado de la geometría cambiante de la Placa Kula, que progresivamente desarrolló un movimiento más septentrional a lo largo del continente del oeste de Canadá. ^{[ 56 ]} En lugar de subducir bajo el oeste de Canadá, la Placa Kula comenzó a subducir bajo el suroeste de Yukón y Alaska durante el período del Eoceno temprano. ^{[ 56 ]} El vulcanismo a lo largo de toda la longitud del Arco de la Cordillera Costera se detuvo hace unos 50 millones de años y muchos de los volcanes han desaparecido debido a la erosión. ^{[ 56 ]} Lo que queda del Arco de la Cordillera Costera hasta el día de hoy son afloramientos de granito cuando el magma se intruyó y se enfrió en profundidad bajo los volcanes, formando las Montañas Costeras . ^{[ 56 ]} Durante la formación de intrusiones hace 70 y 57 millones de años, el movimiento hacia el norte de la placa Kula pudo haber sido de entre 140 mm (6 pulgadas) y 110 mm (4 pulgadas) por año. ^{[ 60 ]} Sin embargo, otros estudios geológicos determinaron que la placa Kula se movió a una velocidad de hasta 200 mm (8 pulgadas) por año. ^{[ 60 ]}         

complejos de la zona de subducción de Cascadia

Cuando la última placa de Kula se desintegró y la placa de Farallón avanzó de nuevo hacia esta área desde el sur, comenzó una vez más a subducir bajo el margen continental del oeste de Canadá  hace 37 millones de años, sosteniendo una cadena de volcanes llamada Arco Volcánico de Cascade . Al menos cuatro formaciones volcánicas a lo largo de la costa de Columbia Británica están asociadas con el vulcanismo de la zona de subducción de Cascadia. ^{[ 3 ]} La más antigua es el Cinturón Volcánico de Pemberton , erosionado y de 18 millones de años de antigüedad, que se extiende hacia el oeste-noroeste desde el centro-sur de Columbia Británica hasta Haida Gwaii en el noreste, donde se encuentra a 150 kilómetros (93 mi) al oeste de la parte continental de Columbia Británica. ^{[ 3 ]} En el sur está definido por un grupo de intrusiones epizonales y algunos restos erosivos de roca eruptiva. ^{[ 3 ]} Más al norte, en los grandes campos de hielo de Ha-Iltzuk y Waddington, incluye dos grandes calderas disecadas llamadas Caldera Silverthrone y Complejo Glaciar Franklin, mientras que Haida Gwaii al noreste contiene una formación volcánica que abarca desde el Mioceno hasta el Plioceno llamada Formación Masset . ^{[ 3 ]} Aunque ampliamente separadas entre sí, todas las rocas del Cinturón de Pemberton son de edad similar y tienen composiciones de magma similares. ^{[ 3 ]} Por lo tanto, se cree que estas rocas magmáticas son productos del vulcanismo de arco relacionado con la subducción de la Placa Farallón. ^{[ 3 ]} A finales del Plioceno , la Placa Farallón se había reducido enormemente en tamaño y su porción norte finalmente se rompió hace entre cinco y siete millones de años para formar un nuevo límite de placa llamado Falla de Nootka . Esta ruptura creó las dos pequeñas placas Juan de Fuca y Explorer que se encuentran frente a la costa oeste de la Isla de Vancouver . 

El Cinturón Volcánico de Garibaldi , de cuatro millones de años de antigüedad , una zona de volcanes y roca volcánica con orientación norte-sur en las Montañas Costeras del sur del suroeste de la Columbia Británica, se puede agrupar en al menos tres segmentos escalonados, denominados segmentos norte, central y sur. ^{[ 3 ]} El segmento norte se superpone al más antiguo Cinturón Volcánico de Pemberton en un ángulo bajo cerca del macizo del Monte Meager, donde las lavas del Cinturón de Garibaldi descansan sobre restos elevados y profundamente erosionados de intrusiones subvolcánicas del Cinturón de Pemberton y se combinan para formar un solo cinturón. ^{[ 3 ]} Algunos volcanes aislados al noroeste del macizo del Monte Meager, como la Caldera Silverthrone y el Complejo Glaciar Franklin, también se agrupan como parte del Cinturón Volcánico de Garibaldi. ^{[ 61 ] [ 62 ] [ 63 ]} Sin embargo, sus orígenes tectónicos son en gran parte desconocidos y son objeto de investigación. Cuando la placa de Farallón se rompió para crear la falla de Nootka hace entre cinco y siete millones de años, hubo algunos cambios aparentes a lo largo de la zona de subducción de Cascadia. El problema radica en la configuración actual de la placa y la tasa de subducción , pero según la composición de la roca, es para la caldera de Silverthrone y el complejo glaciar Franklin que están relacionados con la subducción. ^{[ 62 ] [ 63 ]} La caldera de Silverthrone, aproximadamente circular, de 20 kilómetros (12 mi) de ancho, profundamente disectada en el segmento norte del cinturón volcánico de Garibaldi, se formó hace un millón de años durante el período del Pleistoceno temprano . ^{[ 61 ]} La mayor parte del volcán entró en erupción hace 0,4 millones de años, pero también están presentes fases más jóvenes, que consisten en flujos de lava y volcanes subsidiarios con composiciones de andesita y andesita basáltica . ^{[ 61 ] [ 64 ]} Silverthrone Mountain , un domo de lava erosionado en el borde noreste de Silverthrone Caldera, estuvo episódicamente activo durante las etapas de vulcanismo de Pemberton y Garibaldi. ^{[ 3 ]} El complejo glaciar Franklin erosionado, justo al sureste, consta de rocas de dacita y andesita que varían en edad de 3,9 a 2,2 millones de años. ^{[ 61 ]} Al sureste del complejo glaciar Franklin, los conos de Bridge River comprenden restos de conos y flujos de lava tanto andesíticos como de basalto alcalino.    ^{[ 3 ]} Estos varían en edad desde aproximadamente un millón de años hasta 0,5 millones de años y comúnmente muestran características de contacto con hielo relacionadas conerupciones subglaciales. ^{[ 3 ]} El macizo del Monte Meager, el volcán más persistente en la porción norte del Cinturón Volcánico de Garibaldi, es un complejo de al menos cuatro estratovolcanes superpuestos hechos de dacita y riodacita que se vuelven progresivamente más jóvenes de sur a norte, con edades que van desde dos millones hasta 2490 años. ^{[ 3 ]} El segmento central del Cinturón Volcánico de Garibaldi está definido por un grupo de ocho volcanes en una cresta de tierras altas al este delrío Squamish, y por remanentes de flujos de lava basáltica conservados en el valle adyacente de Squamish. ^{[ 3 ]} El monte Cayley, el volcán más grande y persistente, es un estratovolcán profundamente erosionado que comprende un complejo de domo de lava hecho de dacita y riodacita menor que varía en edad de 3,8 a 0,31 millones de años. ^{[ 3 ]} El monte Fee, untapón volcánicohecho de riodacita de aproximadamente1 kilómetro (3300pies)de largo y250 metros (820pies)de ancho, se eleva150 metros (490pies)sobre la cresta de la tierra alta. ^{[ 3 ]} La denudación completa de la columna central, así como la ausencia de till bajo los flujos de lava del monte Fee, sugieren una edad preglacial. ^{[ 3 ]} Los otros volcanes del cinturón central de Garibaldi, incluidosEmber Ridge,Pali Dome,Cauldron Dome,Slag Hill,Mount BrewyCrucible Dome, se formaron durante erupciones subglaciales para desarrollar formas similares a tuyas con márgenes de contacto de hielo muy empinados. ^{[ 3 ]} Los volcanes principales en el segmento sur sonel Monte Garibaldi,el Monte Priceyel Colmillo Negro. ^{[ 3 ]} El volcán más antiguo, el Colmillo Negro, son los restos de un estratovolcán andesítico extinto que se formó durante dos etapas distantes de actividad volcánica, la primera entre 1,1 y 1,3 millones de años atrás y la segunda entre 0,17 y 0,21 millones de años atrás. ^{[ 3 ]} El Monte Garibaldi, un estratovolcán bastante diseccionadoa 80 kilómetros (50millas)al norte deVancouver    , fue construido por erupciones peléanas entre 0,26  y 0,22  millones de años atrás durante las etapas menguantes del último período glacial, o "Wisconsiniano" . ^{[ 3 ]} El monte Price, un estratovolcán menos significativo justo al norte del monte Garibaldi, se formó durante tres períodos distintos de actividad volcánica que comenzaron  hace 1,2 millones de años y culminaron con la erupción del pico Clinker en su flanco occidental  hace 0,3 millones de años. ^{[ 3 ]} Además de los grandes volcanes de andesita-dacita centrales, la porción sur del Cinturón Volcánico de Garibaldi incluye remanentes de flujos de lava de basalto y andesita basáltica y rocas piroclásticas . ^{[ 3 ]} Estos incluyen flujos de lava que rellenan valles intercalados con till que contiene madera de unos 34.000  años de antigüedad. ^{[ 3 ]}

El cinturón volcánico de Alert Bay, poco estudiado, se extiende desde la península de Brooks en la costa noroeste de la isla de Vancouver hasta Port McNeill en la costa noreste de la isla de Vancouver. ^{[ 3 ]} Comprende varios remanentes separados de pilas volcánicas del Neógeno tardío e intrusiones relacionadas que varían en composición desde basalto hasta riolita y en edad desde aproximadamente ocho millones de años en el oeste hasta aproximadamente 3,5  millones de años en otros lugares. ^{[ 3 ]} Los análisis de elementos mayores de las rocas volcánicas e hipabisales de Alert Bay sugieren dos suites diferentes de basalto-andesita-dacita-riolita con tendencias de fraccionamiento divergentes. ^{[ 3 ]} La primera coincide con la tendencia calcoalcalina típica de Cascade, mientras que la otra es más alcalina y más enriquecida en Fe siguiendo una tendencia que abarca el límite calcoalcalino-toleítico. ^{[ 3 ]} El extremo occidental del cinturón volcánico de Alert Bay se encuentra ahora a unos 80 kilómetros (50 millas) al noreste de la falla de Nootka. ^{[ 3 ]} Sin embargo, en el momento de su formación, el cinturón volcánico pudo haber coincidido con el límite de la placa subducida. ^{[ 3 ]} Además, la cronología del vulcanismo corresponde a cambios en el movimiento de las placas y en la ubicación del vulcanismo a lo largo de los cinturones volcánicos de Pemberton y Garibaldi. ^{[ 3 ]} Este 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 de la placa descendente. ^{[ 3 ]} Debido a que el Cinturón Volcánico de Alert Bay no ha estado activo durante al menos 3,5 millones de años, el vulcanismo en el Cinturón Volcánico de Alert Bay probablemente se haya extinguido. ^{[ 65 ]}   

El Grupo Chilcotin , una gran provincia ígnea y meseta volcánica ^de 50 000 km² (19 000 millas cuadradas ) en el centro-sur de la Columbia Británica, consiste en flujos de lava basáltica columnar delgados, planos y mal formados que se han formado como resultado de la fusión parcial en una zona débil en la parte superior del manto terrestre dentro de una cuenca de trasarco relacionada con la subducción de la placa Juan de Fuca. ^{[ 3 ]} El vulcanismo del Grupo Chilcotin ocurrió en tres episodios magmáticos distantes, el primero hace 16-14 millones de años, el segundo hace 10-6 millones de años y el tercero hace 3-1 millón de años. ^{[ 3 ]} Se sugiere que Anahim Peak , un tapón volcánico cerca del flanco oriental de la cordillera Rainbow, y otros tapones que penetran el Grupo Chilcotin son chimeneas para el vulcanismo basáltico. ^{[ 3 ]} Estos tapones volcánicos forman una tendencia noroeste a unos 150 kilómetros (93 mi) tierra adentro de los cinturones volcánicos de Pemberton y Garibaldi y existen a lo largo del eje de la meseta volcánica. ^{[ 3 ]} Toba silícica que yace entre flujos de lava basáltica de Chilcotin, probablemente originada por erupciones explosivas relacionadas con el vulcanismo de arco en los cinturones de Garibaldi y Pemberton justo al oeste y se conservó entre sucesivas erupciones de lava basáltica en la cuenca de trasarco de Chilcotin. ^{[ 3 ]} Los geocientíficos sugieren que el Grupo Chilcotin forma una secuencia de volcanes en escudo de bajo perfil fusionados que erupcionaron desde chimeneas centrales. ^{[ 3 ]}    

Plumas y complejos de fallas en la Columbia Británica

La Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte del noroeste de la Columbia Británica, también llamada Cinturón Volcánico de Stikine, es la región volcánica más activa de Canadá. ^{[ 66 ]} Comprende una gran cantidad de pequeños conos de ceniza y llanuras de lava asociadas, y tres grandes volcanes de composición diversa, conocidos como Level Mountain , el complejo volcánico Mount Edziza y Hoodoo Mountain . ^{[ 3 ]} En el sur, la provincia volcánica es algo estrecha y cruza diagonalmente a través de la tendencia estructural noroccidental de las Montañas Costeras. ^{[ 3 ]} Más al norte está menos claramente definida, formando un gran arco que gira hacia el oeste a través del centro de Yukón . ^{[ 3 ]} Los volcanes dentro de la porción de Columbia Británica de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte están dispuestos a lo largo de segmentos cortos, orientados hacia el norte y en escalón que, en la porción de Columbia Británica de la provincia volcánica, están inequívocamente involucrados con estructuras de rift orientadas hacia el norte que incluyen grabens sinvolcánicos y semigrabens similares al Rift de África Oriental , que se extiende desde la triple unión de Afar hacia el sur a través del este de África. ^{[ 3 ]} El sistema de rift de la Cordillera del Norte se formó como resultado del estiramiento del continente norteamericano por fuerzas extensionales a medida que la Placa del Pacífico se desliza hacia el norte a lo largo de la Falla de la Reina Carlota hacia el oeste, en su camino hacia la Fosa de las Aleutianas , que se extiende a lo largo de la costa sur de Alaska y las aguas adyacentes del noreste de Siberia frente a la costa de la Península de Kamchatka . ^{[ 66 ]} A medida que la corteza continental se estira, las rocas cercanas a la superficie se fracturan a lo largo de grietas de fuerte inclinación paralelas al rift conocidas como fallas . El magma basáltico caliente asciende a lo largo de estas fracturas para crear erupciones de lava pasivas. Las composiciones de las lavas en la Provincia Volcánica Cordillerana Septentrional son basalto olivínico alcalino derivado del manto, hawaiita menor y basanita , que forman los grandes volcanes en escudo y pequeños conos de ceniza en toda la provincia volcánica. ^{[ 3 ]} Muchas de ellas contienen inclusiones de lherzolita . ^{[ 3 ]} Los grandes volcanes centrales de la provincia volcánica consisten principalmente en traquita , pantelleritay lavas de comendita . ^{[ 3 ]} Estas composiciones de lava se formaron por fraccionamiento de magma de basalto alcalino primario en reservorios corticales. ^{[ 3 ]} Una región de rifting continental, como la Provincia Volcánica de la Cordillera Septentrional, sustentaría el desarrollo de reservorios de alto nivel de tamaño y capacidad térmica suficientes para mantener un fraccionamiento prolongado. ^{[ 3 ]}

El Cinturón Volcánico de Anahim se extiende desde la costa de la Columbia Británica a través de las Montañas Costeras hasta la Meseta Interior. ^{[ 3 ]} Su extremo occidental está definido por rocas volcánicas alcalinas intrusivas y comagmáticas del complejo Bella Bella-King Island, expuestas en fiordos e islas de las Montañas Costeras occidentales. ^{[ 3 ]} La porción central del Cinturón Volcánico de Anahim contiene tres complejos volcanes en escudo, conocidos como las cordilleras Rainbow , Ilgachuz e Itcha . ^{[ 3 ]} Estos volcanes en escudo bastante disecados se encuentran en el extremo norte de la meseta de lava del Grupo Chilcotin y los flujos de lava distales en los márgenes de los volcanes en escudo se fusionan imperceptiblemente con los flujos de lava horizontales que componen la meseta de lava del Grupo Chilcotin. ^{[ 3 ]} A diferencia del basalto del Grupo Chilcotin, que no está asociado con ningún derivado félsico, los volcanes del Cinturón Volcánico de Anahim central son marcadamente bimodales, comprendiendo un conjunto mixto de basalto y rocas silícicas peralcalinas. ^{[ 3 ]} Si bien los volcanes del Cinturón Volcánico de Anahim parecen fusionarse lateralmente con las lavas del Grupo Chilcotin, se desconoce la naturaleza particular y la conexión entre el Cinturón Volcánico de Anahim y el Grupo Chilcotin. ^{[ 3 ]} Sin embargo, los volcanes dentro del Cinturón Volcánico de Anahim generalmente se vuelven más jóvenes desde la costa de la Columbia Británica hasta cerca de la pequeña ciudad de Quesnel más al este, lo que indica que estos volcanes pueden haberse formado como resultado del paso de la Placa Norteamericana sobre una posible pluma del manto conocida como el punto caliente de Anahim , mientras que el Grupo Chilcotin está relacionado con el vulcanismo de cuenca de trasarco. ^{[ 67 ]} El Cono Nazko , un grupo de conos de ceniza basáltica en el área de Nazko a 75 kilómetros (47 mi) al oeste de Quesnel forma la parte más joven y más oriental del Cinturón Volcánico de Anahim con fechas de 7200 años. ^{[ 3 ]}  

La cordillera Explorer Ridge , una cadena montañosa submarina ubicada a 160 kilómetros (99 millas) al oeste de la isla de Vancouver en la costa de Columbia Británica, consiste en una zona de rift con orientación norte-sur. ^{[ 68 ]} Contiene un segmento principal conocido como Southern Explorer Ridge, junto con otros segmentos más pequeños, como Northern Explorer Ridge. ^{[ 69 ]} Con una profundidad de 1800 metros (5900 pies) , Southern Explorer Ridge es relativamente poco profunda en comparación con la mayoría de las otras zonas de rift del noreste del océano Pacífico, lo que indica que ha habido una actividad volcánica considerable a lo largo de esta parte de Explorer Ridge en los últimos 100 000 años. ^{[ 69 ]} Magic Mountain , una gran área de ventilación hidrotermal en Southern Explorer Ridge, es un escenario de esta actividad volcánica. ^{[ 69 ]} A diferencia de la mayoría de los sistemas hidrotermales que se encuentran en el océano Pacífico, el sitio de Magic Mountain está situado fuera de la zona de rift principal. ^{[ 68 ]} La fuente del fluido hidrotermal que alimenta Magic Mountain probablemente surge a lo largo de sistemas de fracturas asociados con un episodio reciente de rifting que, a su vez, siguió a un derrame masivo de lava. ^{[ 68 ]} En contraste, la cresta Northern Explorer ha evolucionado en una estructura compuesta compleja que consiste en varias cuencas de rift delimitadas por fallas de forma arqueada y de semigraben con un patrón superpuesto de grabens y horsts romboédricos .  

El Segmento Endeavor, una zona de rift activa de la Dorsal Juan de Fuca en la costa de Columbia Británica, contiene un grupo de chimeneas hidrotermales activas llamadas Chimeneas Hidrotermales Endeavor , ubicadas a 250 kilómetros (160 millas) al suroeste de la Isla de Vancouver. ^{[ 70 ]} Este grupo de chimeneas hidrotermales se encuentra a 2250 metros (7380 pies) bajo el nivel del mar y consta de cinco campos hidrotermales, conocidos como Sasquatch , Saily Dawg , High Rise , Mothra y Main Endeavor . ^{[ 70 ]} Al igual que las chimeneas hidrotermales típicas, las Chimeneas Hidrotermales Endeavor se forman cuando el agua de mar fría se filtra en grietas y fisuras en el Segmento Endeavor, donde se calienta por el magma que yace bajo el lecho marino. A medida que el agua se calienta, asciende y busca un camino de regreso al Océano Pacífico a través de aberturas en el Segmento Endeavor, formando chimeneas hidrotermales. Estas chimeneas hidrotermales liberan fluidos con temperaturas superiores a 300 ° C y han sido objeto de investigación por parte de científicos canadienses e internacionales. ^{[ 70 ]} El sumergible tripulado de investigación de aguas profundas DSV Alvin de la Armada de los Estados Unidos y el vehículo submarino operado remotamente Jason han realizado trabajos en las chimeneas hidrotermales Endeavor. ^{[ 70 ]} Estudios conjuntos entre Canadá y Estados Unidos han utilizado la Plataforma Canadiense Operada Remotamente para Ciencias Oceánicas. ^{[ 70 ]} El Departamento de Pesca y Océanos de Canadá ha llevado a cabo extensos programas de instrumentación acústica y de amarre en las chimeneas hidrotermales Endeavor desde 1985. ^{[ 70 ]}   

Grandes volúmenes de lava basáltica cubrieron el norte de Canadá en forma de un evento de basalto de inundación  hace 1267 millones de años que engulló el paisaje cerca del río Coppermine, ^al suroeste del golfo Coronation en el Ártico canadiense. ^{[ 22 ]} Esta actividad volcánica construyó una extensa meseta de lava y una gran provincia ígnea con un área de 170 000 km² (65 637 millas cuadradas ) que representa un volumen de lavas de al menos 500 000 km³ (119 956 millas ^cúbicas ) . ^{[ 22 ]} Con un área de 170 000 km² (65 637 millas cuadradas ) y un volumen de al menos 500 000 ^km³ (119 956 millas cúbicas ) ^, es más grande que el Grupo Basáltico del Río Columbia en los Estados Unidos y comparable en tamaño a las Trampas del Deccan en el centro-oeste de la India , lo que lo convierte en uno de los eventos de basalto de inundación más grandes que jamás hayan aparecido en el continente norteamericano, así como en la Tierra. Este evento eruptivo masivo estuvo asociado con el evento magmático Mackenzie, que incluyó la intrusión Muskox máfica-ultramáfica estratificada y contemporánea y el enorme enjambre de diques Mackenzie que diverge de los basaltos de inundación del río Coppermine . ^{[ 71 ]} El espesor máximo de los basaltos de inundación es de 4,7 km (3 millas) y consiste en 150 flujos de lava, cada uno de 4 a 100 m (13 a 328 pies) de espesor. ^{[ 71 ]} Estos flujos de lava de basalto de inundación erupcionaron durante un único evento que duró menos de cinco millones de años. ^{[ 71 ]} El análisis de la composición química de las lavas proporciona pistas importantes sobre el origen y la dinámica del vulcanismo de basalto de inundación. ^{[ 71 ]} Las lavas más profundas se produjeron por fusión en el campo de estabilidad del granate debajo de la superficie a una profundidad de más de 90 kilómetros (56 millas) en un ambiente de pluma del manto debajo de la litosfera norteamericana . ^{[ 71 ]} A medida que la pluma del manto se intruyó en las rocas del Escudo Canadiense, creó una zona de ascenso de roca fundida conocida como el                 Punto caliente de Mackenzie . Las lavas superiores se contaminaron parcialmente con rocas de la corteza a medida que los magmas del penacho del manto pasaban a través de la corteza inferior y superior. ^{[ 71 ]}

Durante el período Jurásico Temprano  , hace 196 millones de años, el punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro existió en el área de Rankin Inlet , en el sur de Nunavut, a lo largo de la costa noroeste de la Bahía de Hudson , produciendo magmas de kimberlita. ^{[ 72 ]} Esto marca la primera aparición del punto caliente de Nueva Inglaterra, así como la erupción de kimberlita más antigua a lo largo de la trayectoria del punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro , que se extiende hacia el sureste a través de Canadá y entra en el Océano Atlántico Norte , donde se ubica el punto caliente de Nueva Inglaterra. ^{[ 72 ]}

La provincia magmática de la cuenca de Sverdrup, en el norte de Nunavut, forma una gran provincia ígnea de entre 95  y 92  millones de años de antigüedad en el Ártico canadiense. ^{[ 73 ]} Parte de la gran provincia ígnea del Alto Ártico , consta de dos formaciones volcánicas llamadas Volcánicas de la Isla Ellesmere y Formación Strand Fiord . En la Formación Strand Fiord, las lavas de basalto de inundación alcanzan un espesor de al menos 1 kilómetro (3300 pies) . ^{[ 73 ]} Los basaltos de inundación de la provincia magmática de la cuenca de Sverdrup son similares a los basaltos de inundación terrestres asociados con la fragmentación de continentes, lo que indica que la provincia magmática de la cuenca de Sverdrup se formó como resultado de la fragmentación del océano Ártico y cuando la gran dorsal submarina Alpha todavía estaba geológicamente activa. ^{[ 73 ]} 

Entre 60,9 y 61,3 millones de años atrás, se produjo un vulcanismo basáltico generalizado en el norte del mar de Labrador , el estrecho de Davis y el sur de la bahía de Baffin, en la costa oriental de Nunavut, durante el Paleoceno , cuando América del Norte y Groenlandia se separaban debido a movimientos tectónicos. Esto fue consecuencia de la expansión del fondo marino , donde se creaba nuevo lecho oceánico a partir del ascenso del magma. Estudios científicos han indicado que casi el 80 % del magma entró en erupción en un millón de años o menos. ^{[ 74 ]} La fuente de esta actividad volcánica fue la pluma de Islandia, junto con su expresión superficial, el punto caliente de Islandia . ^{[ 74 ]} Esta actividad volcánica formó parte de una gran provincia ígnea que se encuentra hundida bajo el norte del mar de Labrador. ^{[ 74 ]} Otro período de actividad volcánica comenzó en la misma región  hace unos 55 millones de años, durante el Eoceno, cuando la dorsal mesoatlántica, de orientación norte-sur , comenzó a formarse bajo el océano Atlántico norte, al este de Groenlandia. La causa de este vulcanismo podría estar relacionada con la fusión parcial debida al movimiento de un sistema de fallas transformantes que se extiende desde el mar de Labrador al sur y la bahía de Baffin al norte. ^{[ 74 ]} Aunque la región fue arrastrada lejos del penacho de Islandia por el movimiento de las placas a lo largo de millones de años, la fuente de la fusión parcial para el período final de actividad volcánica podría haber sido restos de magma del penacho de Islandia aún anómalamente caliente que quedaron atrapados bajo la litosfera norteamericana en el período Paleoceno. ^{[ 74 ]} La mayoría de los diatrema en los Territorios del Noroeste se formaron por erupciones volcánicas entre 45  y 75  millones de años atrás durante los períodos Eoceno y Cretácico Superior .

La actividad volcánica más reciente ha creado una línea de rocas volcánicas con orientación noroeste llamada Cinturón Volcánico de Wrangell . ^{[ 3 ]} Este cinturón volcánico se encuentra principalmente en el estado estadounidense de Alaska , pero se extiende a través de la frontera entre Alaska y Yukón hasta el suroeste de Yukón, donde contiene restos dispersos de lavas subaéreas y rocas piroclásticas que se conservan a lo largo de todo el borde oriental de las montañas cubiertas de hielo de San Elías . ^{[ 3 ]} El Cinturón Volcánico de Wrangell se formó como resultado del vulcanismo de arco relacionado con la subducción de la Placa del Pacífico bajo la porción norte de la Placa Norteamericana. ^{[ 3 ]} En grandes áreas, las rocas extrusivas yacen en pilas planas inalteradas sobre una superficie terciaria de relieve moderado. ^{[ 3 ]} Localmente, sin embargo, los estratos de la misma edad se han visto afectados por un pulso tardío de tectonismo, durante el cual fueron fallados, contorsionados en pliegues simétricos apretados o superpuestos por rocas del basamento preterciario a lo largo de fallas de cabalgamiento con buzamiento suroeste. ^{[ 3 ]} Un considerable levantamiento reciente, acompañado de una rápida erosión, ha reducido áreas que alguna vez fueron vastas de rocas volcánicas del Terciario superior a pequeños remanentes aislados. ^{[ 3 ]} Aunque no se han producido erupciones en la porción de Yukón del Cinturón de Wrangell durante los últimos cinco millones de años, dos grandes erupciones explosivas ( VEI-6 ) del Monte Churchill , a 24 kilómetros (15 mi) al oeste de la frontera entre Alaska y Yukón, crearon el depósito de ceniza del río White . ^{[ 75 ]} Se estima que este depósito de ceniza volcánica tiene 1890 y 1250 años de antigüedad, y cubre más de 340 000 km² (130 000 ^mi² ) del noroeste de Canadá y el este adyacente de Alaska. ^{[ 75 ]} Las leyendas de los nativos americanos sobre el área indican que la erupción final del Monte Churchill hace 1250 años interrumpió el suministro de alimentos y los obligó a desplazarse más al sur. ^{[ 75 ]}       

La porción de Yukón de la Provincia Volcánica de la Cordillera Septentrional, que se extiende hacia el noroeste , incluye los volcanes más jóvenes del norte de Canadá. El Campo Volcánico de Fort Selkirk, en el centro de Yukón, consiste en flujos de lava basáltica que rellenan valles y conos de ceniza. ^{[ 20 ]} Ne Ch'e Ddhawa , un cono de ceniza a 2 kilómetros (1,2 millas) de la confluencia de los ríos Yukón y Pelly, se formó hace entre 0,8 y un millón de años, cuando esta zona se encontraba bajo la vasta capa de hielo de la Cordillera . ^{[ 76 ]} El volcán más joven, Volcano Mountain, justo al norte de la confluencia de los ríos Yukón y Pelly, se formó en los últimos 10 000 años (Holoceno), produciendo flujos de lava que permanecen sin vegetación y parecen tener solo unos pocos cientos de años. Sin embargo, la datación de sedimentos en un lago represado por los flujos de lava indicó que los flujos de lava más jóvenes no podían ser más jóvenes que mediados del Holoceno y podrían ser del Holoceno temprano o más antiguos. Por lo tanto, se desconoce la actividad más reciente en el campo volcánico de Fort Selkirk. ^{[ 20 ]} Los flujos de lava de Volcano Mountain son inusuales porque se originan a mayor profundidad en el manto terrestre que los flujos de lava basáltica más comunes que se encuentran en todo el Yukón y son muy poco comunes en el registro geológico. ^{[ 77 ]} Esta lava, conocida como nefelinita olivínica , también es inusual porque contiene pequeños fragmentos de roca angulares a redondeados llamados nódulos . ^{[ 77 ]}  

Canadá continúa siendo volcánicamente activo, pero la población dispersa ha presenciado pocas erupciones debido a la lejanía de los volcanes y su bajo nivel de actividad. ^{[ 88 ]} El período de actividad volcánica registrada y presenciada en Canadá difiere de una región a otra y al menos dos erupciones han sido presenciadas por personas. ^{[ 89 ]} Parte del Cinturón de Fuego del Pacífico , existen más de 200  volcanes potencialmente activos en todo Canadá, 49  de los cuales han entrado en erupción en los últimos 10 000  años ( Holoceno ). ^{[ 88 ]} Esto es muy reciente en términos geológicos, lo que sugiere que los volcanes en Canadá tienen actividad continua. ^{[ 2 ]} Estudios científicos en curso han indicado que ha habido terremotos asociados con al menos diez volcanes canadienses, entre ellos: Monte Garibaldi , ^{[ 90 ]} Montaña Hoodoo , ^{[ 90 ]} Castle Rock , ^{[ 90 ]} Monte Cayley , ^{[ 90 ]} El Volcán , ^{[ 90 ]} Laguna Crow , ^{[ 90 ]} Caldera Silverthrone , ^{[ 90 ]} Macizo del Monte Meager , ^{[ 90 ]} el campo volcánico Wells Gray-Clearwater , ^{[ 90 ]} y el complejo volcánico del Monte Edziza . ^{[ 90 ]}

El macizo del Monte Meager en el Cinturón Volcánico de Garibaldi del suroeste de la Columbia Británica fue la fuente de una erupción pliniana masiva ( VEI -5) hace 2350 años, similar en carácter a la erupción de 1980 del Monte Santa Helena en el estado de Washington , EE. UU . ^{[ 91 ] [ 92 ]} La erupción se originó en una chimenea en el flanco noreste del Pico Plinth , el más alto y uno de los cuatro estratovolcanes superpuestos que juntos forman el macizo del Monte Meager. ^{[ 93 ]} Esta actividad produjo una secuencia diversa de depósitos volcánicos, bien expuestos en los acantilados a lo largo del río Lillooet de 209 kilómetros (130 millas) de largo , que se agrupan como parte de la Formación Pebble Creek . ^{[ 94 ]} La potencia explosiva asociada con esta erupción pliniana envió una columna de ceniza que se estima que se elevó al menos 20 kilómetros (12 mi) sobre Meager, lo que indica que entró en la segunda capa principal de la atmósfera terrestre . ^{[ 92 ]} A medida que los vientos predominantes enviaron ceniza y polvo hasta 530 kilómetros (330 mi) al este, se creó el gran depósito de ceniza de Bridge River , que se extiende desde el monte Meager hasta el centro de Alberta. ^{[ 92 ] [ 95 ]} Los flujos piroclásticos viajaron 7 kilómetros (4 mi) río abajo desde el cráter y sepultaron árboles a lo largo de las laderas boscosas de Meager, que se quemaron en el lugar. ^{[ 92 ] [ 96 ]} Un inusual y grueso delantal de brecha vitrofírica soldada puede representar el colapso explosivo de un antiguo domo de lava que depositó ceniza de varios metros de espesor cerca del área del cráter. ^{[ 92 ] [ 94 ]} Este derrumbe bloqueó el río Lillooet a una altura de al menos 100 metros (330 pies) , formando un lago. ^{[ 94 ]} El lago alcanzó una elevación máxima de 810 metros (2660 pies) y, por lo tanto, tenía al menos 50 metros (160 pies) de profundidad. ^{[ 94 ]}       Los depósitos piroclásticos que bloqueaban el río Lillooet finalmente se erosionaron por la actividad del agua, causando una inundación masiva que envió pequeñas rocas del tamaño de casas por el valle del río Lillooet y formó las cataratas Keyhole , de 23 metros (75 pies) de altura . ^{[ 92 ]} La fase final de la actividad produjo un flujo de lava dacita vítrea de 2 kilómetros (1,2 millas) de largo que varía de 15 a 20 m (49 a 66 pies) de espesor. Esta es la erupción explosiva más grande conocida en Canadá en los últimos 10 000 años. ^{[ 93 ]} Se encuentran dos grupos de aguas termales en el macizo del Monte Meager, lo que sugiere que el calor magmático todavía está presente y la actividad volcánica continúa. ^{[ 93 ]}    

El enorme complejo volcánico del Monte Edziza en la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte del norte de la Columbia Británica ha tenido más de 20 erupciones a lo largo de los últimos 10.000  años (Holoceno), incluyendo Mess Lake Cone , ^{[ 97 ]} Kana Cone , ^{[ 98 ]} Cinder Cliff , ^{[ 99 ]} Icefall Cone , ^{[ 100 ]} Ridge Cone , ^{[ 101 ]} Williams Cone , ^{[ 102 ]} Walkout Creek Cone , ^{[ 103 ]} Moraine Cone , ^{[ 104 ]} Sidas Cone , ^{[ 105 ]} Sleet Cone , ^{[ 106 ]} Storm Cone , ^{[ 107 ]} Triplex Cones , ^{[ 108 ]} Twin Cone , ^{[ 109 ]} Cache Hill , ^{[ 110 ]} Camp Hill , ^{[ 111 ]} Cocoa Crater , ^{[ 112 ]} Cráter Coffee , ^{[ 113 ]} Cono Nahta , ^{[ 114 ]} Cono Tennena , ^{[ 115 ]} El Platillo , ^{[ 116 ]} y el bien conservado Cono Eve . ^{[ 10 ] [ 117 ]} Se encuentran aguas termales activas o recientemente activas en varias áreas a lo largo del flanco occidental de la meseta de lava de Edziza, incluyendo los manantiales de Elwyn (36 ° C ), los manantiales de Taweh (46 °C) y manantiales inactivos cerca del lago Mess . ^{[ 10 ]} Las tres áreas hidrotermales están cerca de los campos de lava más jóvenes en la meseta de lava y probablemente están asociadas con la actividad volcánica más reciente en el complejo volcánico del Monte Edziza. ^{[ 10 ]} Existe un depósito de pumita sin datar en todo el complejo, estimado en menos de 500 años. ^{[ 118 ]}   

Kostal Cone, en el campo volcánico Wells Gray-Clearwater del centro-este de la Columbia Británica, es un cono de ceniza responsable de flujos de lava basáltica que forman un lecho de lava, represando el extremo sur del lago McDougall . ^{[ 119 ]} Se ha registrado actividad en este sitio tan recientemente como  hace 7600 años en Dragon Cone , aunque es más probable que haya ocurrido  hace menos de 1000 años. Kostal Cone es demasiado joven para la técnica de datación potasio-argón (utilizable en especímenes de más de 100 000  años), y no se ha encontrado material orgánico carbonizado para datación por radiocarbono . Sin embargo, la estructura no erosionada del cono, con la presencia de árboles en sus flancos y cima, lo ha convertido en un área para estudios dendrocronológicos , que revelan el crecimiento de patrones de anillos de árboles. ^{[ 120 ]} La datación por anillos de árboles ha revelado una edad de aproximadamente 400  años para el Cono Kostal, lo que indica que se formó alrededor de 1500. ^{[ 120 ] [ 121 ]} Esto convierte al Cono Kostal en el volcán más joven del campo volcánico Wells Gray-Clearwater y, por lo tanto, en uno de los más jóvenes de Canadá. ^{[ 121 ]}

El cono Tseax , un joven cono de ceniza en el extremo más meridional de la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, fue la fuente de una importante erupción de flujo de lava basáltica alrededor de los años 1750 y 1775 que viajó hacia el río Tseax , represándolo y formando el lago de lava . ^{[ 122 ]} El flujo de lava viajó posteriormente 11 kilómetros (7 mi) al norte hasta el río Nass , donde llenó el fondo plano del valle por otros 10 kilómetros (6 mi) , haciendo que todo el flujo de lava fuera de 22,5 kilómetros (14,0 mi) de largo. ^{[ 90 ] [ 122 ]} Las leyendas nativas del pueblo Nisga'a en el área hablan de un período prolongado de perturbación por el volcán, incluida la destrucción de dos aldeas Nisga'a conocidas como Lax Ksiluux y Wii Lax K'abit. ^{[ 122 ] [ 123 ]} El pueblo Nisga'a cavó fosas para refugiarse, pero al menos 2000 personas Nisga'a murieron debido a los gases volcánicos y el humo venenoso (muy probablemente dióxido de carbono ). ^{[ 90 ] [ 91 ] [ 122 ]} Este es el peor desastre geofísico conocido de Canadá. ^{[ 91 ]} Es la única erupción en Canadá para la cual se han demostrado ciertas leyendas de los pueblos de las Primeras Naciones . ^{[ 90 ]} Desde 1993, el Cono Tseax descansa tranquilamente en el Parque Provincial Nisga'a Memorial Lava Bed . ^{[ 90 ]}   

El 8 de noviembre de 1898, mineros de placer informaron de una erupción en el campo volcánico de Atlin , en la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, adyacente al volcán Ruby Mountain, a 80 kilómetros (50 mi) al sur de Gladys Lake, donde se decía que caía ceniza volcánica durante varios días. ^{[ 124 ] [ 125 ]} Durante la erupción, los mineros de placer adyacentes pudieron trabajar de noche debido al brillo incandescente de la erupción. ^{[ 124 ]} Un informe de noticias publicado el 1 de diciembre de 1898 por el periódico estadounidense The New York Times declaró: Kinslee y TP James, mineros de Denver que, junto con el coronel Hughes de Rossland, acaban de regresar de Alaska, informan de que un volcán está en erupción activa a unas cincuenta millas de la ciudad de Atlin. Aún no se le ha dado nombre al volcán, pero los funcionarios de Atlin se están preparando para un viaje de inspección y lo bautizarán. Se dice que es la segunda de una cadena de cuatro montañas ubicadas a cincuenta millas al sur del lago Gladys, todas con más de 1400 pies de altura. ^{[ 126 ]} En 1898, la zona de Atlin fue objeto de una disputa con la frontera entre Alaska y la Columbia Británica , lo que llevó a los noticieros estadounidenses a afirmar que la zona de Atlin se encontraba en Alaska en lugar de en el noroeste de la Columbia Británica. Esta disputa fronteriza entre Alaska y la Columbia Británica se resolvió finalmente mediante arbitraje en 1903 y no se ha encontrado evidencia de la erupción de 1898, lo que ha llevado a los investigadores a especular sobre la erupción y a reportarla como incierta. ^{[ 124 ]} 

El volcán en el extremo sur de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte, justo al norte del límite entre Alaska y la Columbia Británica, es probablemente el más joven de Canadá. ^{[ 127 ]} Es un cono de ceniza mal construido, hecho de ceniza volcánica suelta, tefra del tamaño de lapilli y bombas volcánicas . ^{[ 127 ] [ 128 ]} Ubicado sobre una remota cresta montañosa en las Cordilleras Fronterizas de las Montañas Costeras, es responsable de erupciones de flujo de lava en 1904 y anteriores que viajaron 5 kilómetros (3 millas) hacia el sur a través de valles fluviales donde cruzaron la frontera hacia el estado estadounidense de Alaska y represaron el río Blue, un afluente corto del río Unuk . ^{[ 127 ]} Al hacerlo, formó varios lagos pequeños. ^{[ 127 ]} Esta erupción tuvo un efecto masivo en los peces, plantas y animales que habitan el valle, pero no hay registro de su impacto en las personas, muy probablemente porque no había personas en la remota área. ^{[ 2 ]} La longitud total de los flujos de lava es de al menos 22 kilómetros (14 mi) y aún contiene las características originales de la lava de cuando fueron erupcionados, incluyendo crestas de presión y canales de lava. ^{[ 127 ] [ 128 ]} Sin embargo, secciones de los flujos de lava se han derrumbado en tubos de lava subyacentes para formar cavidades. ^{[ 128 ]} La tefra y la escoria del volcán cubren las crestas montañosas adyacentes y, aunque es muy joven, se ha reducido por la erosión del hielo glaciar alpino que se encuentra en las montañas costeras fuertemente glaciadas. ^{[ 128 ]} El volumen estimado de lava y ceniza del volcán es de 2,2 km³ ( ¹ mi³ ) . ^{[ 128 ]}     

Una serie de terremotos de magnitud inferior a 3.0 fueron registrados por sismógrafos en la región del río Baezaeko, a 20 kilómetros (12 mi) al oeste del cono Nazko en el cinturón volcánico de Anahim el 9 de octubre de 2007. ^{[ 129 ]} La causa de estos terremotos fue la intrusión de magma en la roca a 25 kilómetros (16 mi) bajo la superficie. ^{[ 129 ]} Desde entonces, se han registrado más de 1000 pequeños terremotos. ^{[ 130 ]} Debido a la pequeña magnitud de los enjambres sísmicos , Recursos Naturales de Canadá ha añadido más sismógrafos en la región para una mejor precisión de ubicación y profundidad. ^{[ 129 ]} Sin embargo, la magnitud y el número de los enjambres sísmicos de 2007 indican que actualmente no hay amenaza de erupción. ^{[ 129 ]} Antes de que el magma pudiera entrar en erupción en el área adyacente al cono Nazko, se espera que la magnitud y el número de terremotos aumenten considerablemente, presagiando una erupción. ^{[ 129 ]}   

En Canadá, aunque los volcanes representan amenazas significativas para las comunidades locales y cualquier erupción considerable afectaría la economía canadiense, el trabajo de comprender la frecuencia y las características de las erupciones en los volcanes de Canadá es un proceso lento. ^{[ 2 ]} Esto se debe a que la mayoría de los volcanes inactivos y potencialmente activos de Canadá se encuentran en regiones aisladas y escarpadas, muy pocos científicos estudian los volcanes canadienses y la provisión de fondos del gobierno canadiense es limitada. ^{[ 2 ]} Debido a estos problemas, los científicos que estudian los volcanes de Canadá tienen una comprensión básica del patrimonio volcánico de Canadá y cómo podría afectar a las personas en el futuro. ^{[ 2 ]} Los vulcanólogos son conscientes de que ciertas áreas de Canadá tienen niveles más altos de actividad volcánica que otras y de cómo las erupciones en estas áreas podrían afectar a las personas y al medio ambiente en el que viven. ^{[ 2 ]} Cuando un volcán muestra evidencia de actividad volcánica, se requerirá una acción rápida para comprender mejor el proceso. ^{[ 2 ]} La probabilidad más baja de una erupción en Canadá por año es aproximadamente 1/200; Para una erupción de lava pasiva, la posibilidad es de aproximadamente 1/220, y para una erupción explosiva importante, de aproximadamente 1/3333. ^{[ 88 ]} Aunque los volcanes no parecen ser parte de la realidad cotidiana de los canadienses, los terremotos recurrentes y la formación de grandes cadenas montañosas en el noroeste del Pacífico indican que esta parte de Canadá sigue siendo geológicamente activa. No se puede descartar la posibilidad de una erupción, incluso una gran erupción explosiva. Aunque actualmente parezcan tranquilos, los volcanes del norte y oeste de Canadá forman parte del Cinturón de Fuego del Pacífico . ^{[ 2 ]} Junto con los volcanes asociados con la actividad sísmica reciente, un escenario de erupción en el Monte Cayley en el suroeste de la Columbia Británica ilustra cómo el oeste de Canadá está en peligro de una erupción volcánica, que no ha entrado en erupción en al menos 310 000  años. ^{[ 88 ] [ 131 ]} Este impacto se está volviendo aún más probable a medida que la población en el noroeste del Pacífico aumenta y el desarrollo se extiende. El escenario se basa en erupciones anteriores en el Cinturón Volcánico de Garibaldi, que se extiende de norte a sur, e incluye erupciones tanto explosivas como pasivas. ^{[ 88 ]} Su efecto se debe principalmente a la atención de los servicios públicos indefensos en los cañones. ^{[ 88 ]}Sin embargo, la amenaza de los volcanes fuera de Canadá parece mucho mayor que la de los volcanes dentro de Canadá debido a la falta de datos de monitoreo en los volcanes canadienses y a que la edad de la mayoría de los volcanes en Canadá es poco conocida. ^{[ 25 ]} Pero para algunos, su mínimo grado de erosión indica que se formaron  hace mucho menos de 10 000 años, incluyendo el Grupo Milbanke Sound en Price Island , Dufferin Island , Swindle Island , Lake Island y Lady Douglas Island en el área de Milbanke Sound en la costa de Columbia Británica. ^{[ 25 ]} Sin embargo, se sabe que los volcanes en los estados estadounidenses de Alaska, Washington , Oregón y California han sido más activos en tiempos históricos que los de Canadá. ^{[ 132 ]} Por lo tanto, los volcanes en los Estados Unidos son monitoreados con precaución y atención por el Servicio Geológico de los Estados Unidos . ^{[ 132 ]}

La creciente conciencia sobre el vulcanismo, especialmente la amenaza de los volcanes en los Estados Unidos, ha llevado a una serie de cambios en la forma en que los canadienses abordan los peligros volcánicos. Por ejemplo, The Barrier , una presa de lava inestable que retiene el sistema del lago Garibaldi en el suroeste de la Columbia Británica, ha liberado en el pasado varios flujos de escombros , el más reciente en 1855-1856. ^{[ 133 ]} Esto llevó a la evacuación del pequeño pueblo turístico de Garibaldi cercano y la reubicación de los residentes a nuevas subdivisiones recreativas lejos de la zona de peligro. ^{[ 133 ]} Si The Barrier colapsara por completo, el lago Garibaldi se liberaría por completo y los daños aguas abajo en los ríos Cheakamus y Squamish serían considerables, incluyendo daños importantes a la ciudad de Squamish y posiblemente una onda de impacto en las aguas de Howe Sound que llegaría a la isla de Vancouver . El Plan Interinstitucional de Notificación de Eventos Volcánicos , el programa canadiense de notificación de emergencias volcánicas, se estableció para describir el procedimiento de notificación de algunas de las principales agencias que participarían en la respuesta a una erupción volcánica en Canadá, una erupción cerca de las fronteras de Canadá o una erupción lo suficientemente significativa como para afectar a Canadá y a su población. ^{[ 134 ]} Se centra principalmente en la seguridad aérea porque los aviones a reacción pueden entrar rápidamente en zonas de ceniza volcánica. ^{[ 2 ]} El programa notifica a todas las agencias afectadas que tienen que lidiar con eventos volcánicos. ^{[ 2 ]} Las aeronaves son desviadas lejos de la ceniza peligrosa y se notifica a las personas en tierra sobre la posible caída de ceniza. ^{[ 2 ]}

• Lista de volcanes en Canadá
• Geografía de Canadá