El campo volcánico Mount Cayley ( MCVF ) es una zona volcánica remota en la costa sur de la Columbia Británica , Canadá , que se extiende 31 km (19 millas) desde el campo de hielo Pemberton hasta el río Squamish . Forma un segmento del Cinturón Volcánico Garibaldi , la porción canadiense del Arco Volcánico Cascade , que se extiende desde el norte de California hasta el suroeste de Columbia Británica. La mayoría de los volcanes MCVF se formaron durante períodos de vulcanismo bajo capas de hielo glacial durante el último período glacial . Estas erupciones subglaciales formaron volcanes empinados de cima plana y domos de lava subglaciales , la mayoría de los cuales han quedado completamente expuestos por la deglaciación. Sin embargo, al menos dos volcanes son anteriores al último período glacial y ambos están muy erosionados. El campo recibe su nombre del Monte Cayley , un pico volcánico ubicado en el extremo sur del campo de hielo Powder Mountain . Este campo de hielo cubre gran parte de la porción central del campo volcánico y es uno de los varios campos glaciares en las Cordilleras del Pacífico de las Montañas Costeras .
Las erupciones a lo largo del MCVF comenzaron hace entre 1,6 y 5,3 millones de años. Se han producido al menos 23 erupciones a lo largo de su historia eruptiva. Esta actividad volcánica varió de efusiva a explosiva , con composiciones de magma que oscilaron entre basáltica y riolítica . Debido a que el MCVF tiene una gran elevación y consiste en un grupo de volcanes en su mayoría de gran altitud que no se superponen, es probable que haya ocurrido actividad subglacial bajo menos de 800 m (2600 pies) de hielo glacial. El estilo de esta glaciación favoreció la fuga de agua de deshielo durante las erupciones. El perfil empinado del campo volcánico y sus accidentes geográficos subglaciales apoyan esta hipótesis. Como resultado, las características volcánicas en el MCVF que interactuaron con el hielo glacial carecen de rocas que muestren evidencia de abundante agua durante la erupción, como hialoclastita y lava almohada .
De todo el campo volcánico, la porción sur tiene los volcanes más conocidos. Aquí, al menos 11 de ellos están situados en la cima de una cresta montañosa larga y estrecha y en valles fluviales adyacentes . La parte central contiene al menos cinco volcanes situados en el campo de hielo Powder Mountain. Al norte, dos volcanes forman una zona escasa de vulcanismo. Muchos de estos volcanes se formaron hace entre 0,01 y 1,6 millones de años, algunos de los cuales muestran evidencia de actividad volcánica en los últimos 10.000 años.
El MCVF se formó como resultado de la subducción en curso de la Placa de Juan de Fuca bajo la Placa de América del Norte en la zona de subducción de Cascadia a lo largo de la costa de Columbia Británica. [3] Se trata de una zona de falla de 1.094 km (680 millas) de largo que se extiende a 80 km (50 millas) del noroeste del Pacífico desde el norte de California hasta el suroeste de Columbia Británica. Las placas se mueven a un ritmo relativo de más de 10 mm (0,39 pulgadas) por año en un ángulo oblicuo con respecto a la zona de subducción. Debido a la gran área de la falla, la zona de subducción de Cascadia puede producir grandes terremotos de magnitud 7,0 o mayor. La interfaz entre las placas de Juan de Fuca y América del Norte permanece bloqueada durante períodos de aproximadamente 500 años. Durante estos períodos, la tensión se acumula en la interfaz entre las placas y provoca el levantamiento del margen de América del Norte. Cuando la placa finalmente se desliza, los 500 años de energía almacenada se liberan en un terremoto masivo. [4]
A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción del mundo, no existe una fosa oceánica profunda a lo largo del margen continental de Cascadia. [5] La razón es que la desembocadura del río Columbia desemboca directamente en la zona de subducción y deposita sedimentos en el fondo del océano Pacífico , enterrando esta gran depresión . Las inundaciones masivas del lago glacial prehistórico Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron grandes cantidades de sedimento en la fosa. [6] Sin embargo, al igual que otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente, similar a un resorte gigante. [4] Cuando la energía almacenada se libera repentinamente por deslizamiento a través de la falla a intervalos irregulares, la zona de subducción de Cascadia puede crear terremotos muy grandes, como el terremoto de Cascadia de magnitud 9,0 el 26 de enero de 1700 . [7] Sin embargo, los terremotos a lo largo de la zona de subducción de Cascadia son menos comunes de lo esperado y hay evidencia de una disminución de la actividad volcánica en los últimos millones de años. La explicación probable radica en la tasa de convergencia entre las placas de Juan de Fuca y Norteamérica. Estas dos placas tectónicas actualmente convergen entre 3 cm (1,2 pulgadas) y 4 cm (1,6 pulgadas) por año. Esto es sólo aproximadamente la mitad de la tasa de convergencia de hace siete millones de años. [5]
Los científicos han estimado que ha habido al menos 13 terremotos importantes a lo largo de la zona de subducción de Cascadia en los últimos 6.000 años. El más reciente, el terremoto de Cascadia de 1700, quedó registrado en las tradiciones orales del pueblo de las Primeras Naciones en la isla de Vancouver . Provocó considerables temblores y un enorme tsunami que atravesó el Océano Pacífico. Los importantes temblores asociados con este terremoto demolieron casas de las tribus Cowichan en la isla de Vancouver y provocaron varios deslizamientos de tierra . Los temblores debidos a este terremoto hicieron que a los habitantes de Cowichan les resultara demasiado difícil mantenerse en pie, y los temblores fueron tan prolongados que enfermaron. El tsunami creado por el terremoto finalmente devastó un pueblo invernal en la Bahía de Pachena , matando a todas las personas que vivían allí. El terremoto de Cascadia de 1700 provocó un hundimiento cerca de la costa, sumergiendo pantanos y bosques en la costa que luego quedaron enterrados bajo escombros más recientes. [7]
En medio del MCVF se encuentra un volcán subglacial llamado Slag Hill . Al menos dos unidades geológicas componen el edificio. El propio Slag Hill está formado por flujos de lava de andesita y pequeñas cantidades de roca piroclástica . En la parte occidental de Slag Hill hay un flujo de lava que probablemente entró en erupción hace menos de 10.000 años debido a la falta de características que indiquen interacciones entre volcán y hielo. [8] La tuya dominada por el flujo de Slag Hill, a 900 m (3000 pies) al noreste de Slag Hill, consiste en una pila de andesita de cima plana y lados empinados. Sobresale a través de los restos de material volcánico que surgió de Slag Hill, pero representa un respiradero volcánico separado debido a su apariencia geográfica. Este pequeño volcán subglacial posiblemente se formó hace entre 25.000 y 10.000 años a lo largo de las etapas menguantes de la Glaciación Fraser . [9]
Cauldron Dome , un volcán subglacial al norte del Monte Cayley, se encuentra al oeste del campo de hielo Powder Mountain. Al igual que Slag Hill, se compone de dos unidades geológicas. Upper Cauldron Dome es una pila de forma ovalada y de cima plana de al menos cinco flujos de lava de andesita que se asemeja a una tuya. Los cinco flujos de andesita están articulados en forma de columnas y probablemente fueron extruidos a través del hielo glacial. La última actividad volcánica podría haber ocurrido hace entre 10.000 y 25.000 años, cuando esta zona todavía estaba influenciada por el hielo glacial de la glaciación Fraser. Lower Cauldron Dome, la unidad más joven que comprende todo el volcán subglacial Cauldron Dome, consiste en una pila de flujos de lava de andesita de cima plana y lados empinados 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 menguantes de la Glaciación Fraser desde un respiradero adyacente a la parte superior del Cauldron Dome que actualmente está enterrado bajo hielo glacial. [10]
Ring Mountain , una tuya dominada por flujos que se encuentra en la parte norte de MCVF, consiste en una pila de al menos cinco flujos de lava de andesita que se encuentran en la cresta de una montaña. Sus flancos empinados alcanzan alturas de 500 m (1600 pies) y están compuestos de escombros volcánicos. Esto hace imposible medir la elevación exacta de su base o cuántos flujos de lava constituyen el edificio. Con una elevación de la cumbre de 2.192 m (7.192 pies), Ring Mountain tuvo su última actividad volcánica hace entre 25.000 y 10.000 años, cuando la Glaciación Fraser estaba cerca de su máximo. Al noroeste de Ring Mountain se encuentra un flujo de lava de andesita menor. Su química es algo diferente a otros flujos de andesita que componen Ring Mountain, pero probablemente surgió de un respiradero volcánico adyacente a Ring Mountain o en él. La parte que se encuentra a mayor altura contiene algunas características que indican interacciones entre lava y hielo, mientras que la parte de menor elevación no. Por lo tanto, este flujo de lava menor probablemente fue extruido después de que se formara Ring Mountain, pero cuando el hielo glacial cubrió un área más amplia que hasta el día de hoy, y que la lava fluyó más allá de la región en la que existía el hielo glacial en ese momento. [11]
Al norte se encuentra Little Ring Mountain , otra tuya dominada por el flujo que se encuentra en la parte norte de MCVF. Consiste en un montón de al menos tres flujos de lava de andesita que se encuentran en la cresta de una montaña. Sus flancos empinados alcanzan alturas de 240 m (790 pies) y están compuestos de escombros volcánicos. Esto hace imposible medir la elevación exacta de su base o cuántos flujos de lava componen el edificio. Con una elevación de la cumbre de 2.147 m (7.044 pies), Little Ring Mountain tuvo su última actividad volcánica hace entre 25.000 y 10.000 años, cuando la Glaciación Fraser estaba cerca de su máximo. [12]
Ember Ridge , una cresta montañosa 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 hizo erupción bajo el hielo glacial de la glaciación Fraser. Sus estructuras actuales son comparables a sus formas originales debido al mínimo grado de erosión. Como resultado, las cúpulas muestran las formas y uniones columnares típicas de los volcanes subglaciales. Las formas aleatorias de las cúpulas de Ember Ridge son el resultado de la erupción de lava que aprovechó antiguas bolsas de hielo, erupciones que tuvieron lugar en superficies irregulares, hundimiento de las cúpulas durante la actividad volcánica para crear escombros y separación de unidades columnares más antiguas durante erupciones más recientes. La cúpula norte, conocida como Ember Ridge North, cubre la cumbre y el flanco oriental de la cresta de la montaña. Comprende al menos un flujo de lava que alcanza un espesor de 100 m (330 pies), así como las unidades columnares más delgadas del MCVF. El pequeño tamaño de las juntas de las columnas indica que la lava que hizo erupción se enfrió inmediatamente y se encuentran principalmente en la cima de la cúpula. [13] Ember Ridge Northeast, la cúpula subglacial más pequeña de Ember Ridge, comprende un flujo de lava que tiene un espesor de no más de 40 m (130 pies). [14] Ember Ridge Northwest, la cúpula subglacial más aproximadamente circular, comprende al menos un flujo de lava. [15] Ember Ridge Southeast es el más complejo de los domos de Ember Ridge y consta de una serie de flujos de lava con un espesor de 60 m (200 pies). También es la única cúpula de Ember Ridge que contiene grandes cantidades de escombros. [16] Ember Ridge Southwest comprende al menos un flujo de lava que alcanza un espesor de 80 m (260 pies). Es la única cúpula subglacial de Ember Ridge que contiene hialoclastita. [17] Ember Ridge West comprende solo un flujo de lava que alcanza un espesor de 60 m (200 pies). [18]
Mount Brew , a 18 km (11 millas) al suroeste de la ciudad turística de Whistler , es una cúpula de lava de 1.757 m (5.764 pies) de altura compuesta de andesita o dacita que probablemente se formó subglacialmente hace entre 25.000 y 10.000 años. [19] [20] Contiene dos posibles flujos de lava marginales de hielo que no han sido estudiados en detalle. Es posible que se hayan formado durante el mismo período de tiempo que las cúpulas subglaciales de Ember Ridge debido a sus estructuras, uniones de columnas y composiciones similares. [19]
Mount Cayley es el centro eruptivo más grande y persistente del MCVF. Es un estratovolcán altamente erosionado compuesto de lava de dacita y riodacita que se depositó durante tres fases de actividad volcánica. [21] [22] La primera fase eruptiva comenzó hace aproximadamente cuatro millones de años con la erupción de flujos de lava de dacita y roca piroclástica, que resultó en la creación del Monte Cayley. [21] [22] El vulcanismo posterior durante esta fase volcánica construyó una gran cúpula de lava. Esto actúa como un tapón volcánico y compone las espinas de lava que forman pináculos en la escarpada cumbre de Cayley. [22] Después de la construcción del monte Cayley, la segunda fase del vulcanismo comenzó hace 2,7 ± 0,7 millones de años. [21] Esta fase eruptiva se caracterizó por la erupción de lava dacita, tefra y brecha, que resultó en la creación de una cresta volcánica escarpada conocida como el Pulgar de Vulcano . Después de que una erosión prolongada destruyó gran parte del estratovolcán original, la tercera y última fase eruptiva hace entre 0,3 y 0,2 millones de años produjo una espesa secuencia de flujos de lava de dacita. Estos flujos surgieron de respiraderos parásitos y luego viajaron a través de los valles de Turbid Creek y Shovelnose Creek hasta cerca del río Squamish, lo que resultó en la creación de dos domos de lava parásita. [21] [22] Ninguna de las rocas que componen el Monte Cayley muestra signos de interacción con el hielo glacial, que se contrae con varios de los volcanes adyacentes más pequeños. [21]
Inmediatamente al sureste de Mount Cayley se encuentra Mount Fee , un volcán ampliamente erosionado. Contiene una cresta con tendencia norte-sur y es una de las características MCVF más antiguas. Sus rocas volcánicas permanecen sin fecha, pero su gran grado de disección, junto con la evidencia de que el hielo glacial invadió el volcán, indica que se formó hace más de 75.000 años antes de la glaciación de Wisconsin . Como resultado, Mount Fee no contiene evidencia de interacción con el hielo glacial. Se han identificado tres fases de actividad volcánica en Mount Fee. La primera fase eruptiva depositó rocas piroclásticas, que desde entonces han sido en gran parte erosionadas. Estas rocas son evidencia de vulcanismo explosivo a lo largo de la historia eruptiva de Fee. La segunda fase eruptiva produjo una serie de lavas y brechas en el flanco oriental de la cresta principal. Estas rocas volcánicas probablemente se depositaron durante la construcción de un gran volcán. Después de una extensa disección, el renovado vulcanismo de la tercera y última fase eruptiva produjo una serie de flujos de lava viscosos. Estos forman el extremo norte de la cresta principal y su límite norte estrecho, de cima plana y de lados empinados. Esta fase volcánica también fue seguida por un período de erosión extensa y probablemente uno o más períodos glaciales, lo que ha creado la escarpada cresta con tendencia norte-sur que forma un hito destacado. [23]
Pali Dome , ubicado al norte y noreste del Monte Cayley, es un volcán erosionado en el MCVF central. Al igual que Cauldron Dome, consta de dos unidades geológicas. Pail Dome East en el extremo oriental del campo de hielo Powder Mountain está formado por flujos de lava de andesita y pequeñas cantidades de material piroclástico. La mayoría de los flujos de lava forman una topografía suave en elevaciones altas, pero terminan en acantilados verticales finamente articulados en elevaciones bajas. El vulcanismo probablemente comenzó hace al menos 25.000 años, pero podría haberse iniciado mucho antes. [24] Las erupciones más recientes produjeron una serie de flujos de lava cuando el área del respiradero no estaba cubierta por hielo glacial. Sin embargo, los flujos muestran evidencia de interacción con el hielo glacial en sus unidades inferiores, lo que indica que hicieron erupción hace unos 10.000 años durante las etapas menguantes de la Glaciación Fraser. Los flujos de lava marginales del hielo en Pail Dome East forman acantilados que alcanzan alturas de hasta 100 m (330 pies). [24] Pali Dome West consta de al menos tres flujos de lava de andesita y pequeñas cantidades de material piroclástico; su respiradero está actualmente enterrado bajo el hielo glacial. [25] Se desconoce la edad del flujo de lava más antiguo, pero puede tener al menos 10.000 años. El segundo flujo de lava surgió cuando el área del respiradero no quedó enterrada bajo el hielo glacial. Sin embargo, el flujo muestra evidencia de interacción con el hielo glacial en elevaciones más bajas, lo que implica que entró en erupción durante las etapas menguantes de la glaciación Fraser. El tercer y más reciente flujo de lava surgió en gran medida sobre el hielo glacial, pero probablemente estuvo limitado en su margen norte por un pequeño glaciar. A diferencia del segundo flujo de lava, no quedó atrapado por hielo glacial en elevaciones más bajas. Esto sugiere que fue producida por una erupción posterior a la Glaciación Fraser, que terminó hace unos 10.000 años. [25]
Al menos dos secuencias de flujos de lava de andesita basáltica se depositan al sur del pico Tricouni . Una de estas secuencias, conocida como Tricouni Southwest , crea un acantilado en el lado este de un canal con tendencia norte-sur con una profundidad de 200 m (660 pies) adyacente a la desembocadura de High Falls Creek . El flanco oriental del flujo de lava, fuera del canal High Falls Creek, tiene una estructura más constante. Varias juntas de columnas de escala fina y la estructura general del flujo de lava sugieren que su porción occidental, a lo largo del canal, se estancó contra el hielo glacial. Cerca de su unidad sur, la lava se filtraba por las grietas del hielo glacial. Esto se ha identificado por la existencia de formaciones de enfriamiento en forma de agujas, aunque muchos de estos edificios han sido destruidos por procesos erosivos. Otras características que indican que la lava se estancó contra el hielo glacial incluyen su estructura inusualmente gruesa y sus escarpados acantilados. Por lo tanto, el flujo de lava de Tricouni Suroeste entró en erupción hace unos 10.000 años cuando la glaciación regional Fraser estaba retrocediendo. La explicación de que la parte occidental muestre características de contacto con el hielo, mientras que la parte oriental no, es probable porque su flanco occidental se encuentra en un canal de tendencia norte-sur, que habría podido mantener menores cantidades de calor solar que su flanco oriental desprotegido. Como resultado, la parte occidental del flujo de lava registra glaciación durante un período en el que las laderas orientales estaban libres de hielo glacial. [26]
Tricouni Sureste, otra secuencia volcánica al sur del Pico Tricouni, consta de al menos cuatro flujos de lava de andesita o dacita que afloran como varios pequeños acantilados y acantilados en flancos con mucha vegetación. Alcanzan espesores de 100 m (330 pies) y contienen pequeñas cantidades de hialoclastita. El comedero de sus orígenes no ha sido descubierto, pero probablemente esté ubicado en la cima del montículo. Estas lavas forman edificios marginales de hielo, lo que sugiere que cada flujo de lava hizo erupción hace unos 10.000 años, cuando la vasta capa de hielo de la Cordillera se estaba retirando y los restos de hielo glacial eran escasos. [27]
Expuestos a lo largo del río Cheakamus y sus afluentes se encuentran los basaltos del valle de Cheakamus . Aunque no necesariamente está cartografiada como parte del MCVF, esta secuencia de flujos de lava basáltica es geológicamente similar y comparable en edad a las características volcánicas que forman parte de este campo volcánico. Al menos cuatro flujos basálticos comprenden la secuencia y fueron depositados durante períodos de actividad volcánica desde un respiradero desconocido hace entre 0,01 y 1,6 millones de años. La lava en forma de almohada es abundante a lo largo de las bases de los flujos, algunos de los cuales están sustentados por brechas de hialoclastita. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews sugirió que los flujos de lava hacían erupción durante períodos de actividad subglacial y viajaban a través de trincheras o túneles derretidos en el hielo glacial de la glaciación Fraser. Mathews basó esto en la edad de la capa subyacente, la existencia de lava almohadillada cerca del fondo de algunas lavas, lo que indica vulcanismo subacuático, las juntas columnares en los bordes de las lavas, lo que indica un enfriamiento rápido, y la ausencia de paleogeografía aparente . [28]
La andesita Ember Ridge se compone de un 55% de vidrio volcánico de color verde pardusco con una matriz traquítica de plagioclasa . Aproximadamente el 35% de esta andesita contiene fenocristales de hornblenda , augita , plagioclasa y ortopiroxeno , que existen como cristales y coágulos aislados. Una característica al sur de Ember Ridge, conocida extraoficialmente como Betty's Bump, comprende andesita con fenocristales de plagioclasa, augita y olivino . El vidrio volcánico de color marrón oscuro compone la andesita Betty's Bump hasta en un 20%. La relación de Betty's Bump con Ember Ridge no está clara, pero probablemente representa una característica volcánica separada debido a su aislamiento topográfico. [3]
Little Ring Mountain en el extremo norte del MCVF contiene hasta un 70% de vidrio volcánico marrón con fenocristales aislados de plagioclasa. Las texturas vesiculares son de hasta un 5%, lo que sugiere que la lava hizo erupción subaérea . Se han identificado posibles xenocristales de cuarzo en el volcán y se ha encontrado al menos un fragmento de xenolito entre escombros sueltos. El fragmento de xenolito incluía varios xenocristales de cuarzo y xenolitos de cuarzo policristalinos en una matriz vítrea con plagioclasa traquítica. [3]
La dacita Mount Fee contiene hasta un 70% de vidrio volcánico marrón y hasta un 15% de texturas vesiculares. Hasta un 25% de la dacita contiene cristales de plagioclasa, hornblenda, ortopiroxeno y ortoclasa , junto con raros cuarzos y posibles xenocristales de feldespato potásico . Una parte del flanco suroeste del monte Fee no muestra vidrio volcánico, sino más bien una matriz criptocristalina anormal. Esto indica que pudo haberse desarrollado como parte de una intrusión subvolcánica . [3]
La andesita Ring Mountain se compone de hasta un 70% de vidrio volcánico marrón y hasta un 15% de texturas vesiculares. Contiene una matriz traquítica de plagioclasa. Los microfenocristales de augita, biotita, plagioclasa y hornblenda comprenden del 1 al 7% de la andesita. Los microxenocristales de cuarzo son comunes; También es posible que se produzcan microxenocristales de feldespato potásico. [3]
La andesita Slag Hill consta de hasta un 70% de vidrio volcánico de color marrón oscuro, y la matriz de plagioclasa muestra diversos grados de textura traquítica. Menos del 5% de la andesita tiene texturas vesiculares. Los fenocristales de plagioclasa, hornblenda y augita comprenden del 1 al 10% de la andesita. Los cristales de feldespato potásico son muy raros y probablemente representen xenocristales. [3]
Al menos cuatro eventos sísmicos han ocurrido en Mount Cayley desde 1985 y es el único volcán que ha registrado actividad sísmica en el campo. [29] Esto sugiere que el volcán todavía contiene un sistema de magma activo, lo que indica la posibilidad de futura actividad eruptiva. [30] Aunque los datos disponibles no permiten llegar a una conclusión clara, esta observación indica que algunos volcanes en el MCVF pueden estar activos, con importantes peligros potenciales. Esta actividad sísmica se correlaciona tanto con algunos de los volcanes más jóvenes de Canadá como con volcanes de larga vida con una historia de actividad explosiva significativa, como el Monte Cayley. [29] Imágenes sísmicas recientes de empleados de Recursos Naturales de Canadá respaldaron estudios de litosonda en la región de Mount Cayley que crearon un gran reflector interpretado como un charco de roca fundida aproximadamente a 15 km (9,3 millas) debajo de la superficie. [31] Se estima que tiene 3 km (1,9 millas) de largo y 1 km (0,62 millas) de ancho con un espesor de menos de 1,6 km (0,99 millas). Se entiende que el reflector es un complejo de umbral asociado con la formación del Monte Cayley. Sin embargo, los datos disponibles no descartan la probabilidad de que se trate de un cuerpo de roca fundida creado por la deshidratación de la Placa Juan de Fuca subducida. Está situado justo debajo de la débil litosfera , como las que se encuentran bajo los volcanes de la zona de subducción en Japón . [32]
Existen al menos cinco fuentes termales en los valles cercanos al Monte Cayley, lo que proporciona más evidencia de actividad magmática. [21] Esto incluye manantiales que se encuentran en Shovelnose Creek y Turbid Creek en el flanco sur de Mount Cayley y Brandywine Creek en el flanco este de MCVF. [33] Generalmente se encuentran en áreas de actividad volcánica que son geológicamente jóvenes. A medida que el agua superficial regional se filtra hacia abajo a través de las rocas debajo del MCVF, alcanza áreas de altas temperaturas que rodean un depósito de magma activo o recientemente solidificado. Aquí el agua se calienta, se vuelve menos densa y sube a la superficie a través de fisuras o grietas. Estas características a veces se denominan volcanes moribundos porque parecen representar la última etapa de la actividad volcánica a medida que el magma en profundidad se enfría y endurece. [34]
Varias características volcánicas en el MCVF fueron ilustradas por el vulcanólogo Jack Souther en 1980, incluido Mount Cayley, Cauldron Dome, Slag Hill, Mount Fee, Ember Ridge y Ring Mountain, que en ese momento se tituló Crucible Dome . Esto resultó en la creación de un mapa geológico que mostraba el terreno regional y la ubicación de los volcanes. [3] El estudio más detallado del Monte Cayley tuvo lugar durante este período. [21] Little Ring Mountain en el extremo norte de MCVF no había sido estudiada en ese momento y no estaba incluida en el mapa de Souther de 1980. [3] Ember Ridge en el extremo sur de MCVF fue mapeado originalmente como un grupo de cinco domos de lava. La sexta cúpula de lava, Ember Ridge Northeast, fue descubierta por Ph.D. estudiante Melanie Kelman durante un período de investigación en 2001. [14] [30]
Las aguas termales adyacentes al Monte Cayley han convertido al MCVF en un objetivo para la exploración geotérmica. Se han identificado al menos 16 sitios geotérmicos en Columbia Británica, siendo Mount Cayley una de las seis áreas con mayor capacidad para el desarrollo comercial. Otros incluyen Meager Creek y Pebble Creek cerca de Pemberton , Lakelse Hot Springs cerca de Terrace , Mount Edziza en Tahltan Highland y la zona de falla de Lillooet entre Harrison Lake y la comunidad de Lillooet . [35] Se han medido temperaturas de 50 °C (122 °F) a más de 100 °C (212 °F) en pozos poco profundos en el flanco suroeste del monte Cayley. [22] Sin embargo, su terreno severo hace que sea difícil desarrollar una central eléctrica de 100 megavatios propuesta en el área. [35]
El MCVF ha sido objeto de mitos y leyendas por parte de las Primeras Naciones . Para la nación Squamish , el monte Cayley se llama ta k 'ta k mu'yin tl'a in7in'axa7en . En su idioma significa "Lugar de aterrizaje del Thunderbird". [36] El Thunderbird es una criatura legendaria en la historia y cultura de los pueblos indígenas de América del Norte . Cuando el pájaro bate sus alas, se crean truenos y relámpagos se originan en sus ojos. [37] Se decía que las rocas que forman el Monte Cayley habían sido quemadas hasta quedar negras por el rayo del Thunderbird. Esta montaña, como otras de la zona, es considerada sagrada porque juega una parte importante de su historia . El Colmillo Negro , un pináculo de roca volcánica negra en la orilla norte del lago Garibaldi hacia el sureste, lleva el mismo nombre. [36] El uso ceremonial cultural, la caza, la captura y la recolección de plantas ocurren alrededor del área del Monte Garibaldi , pero el recurso más importante era un material lítico llamado obsidiana . La obsidiana es un vidrio volcánico negro que se utilizaba para fabricar cuchillos, cinceles, azuelas y otras herramientas afiladas en tiempos previos al contacto. También se recolectó riodacita vítrea de varios afloramientos menores en las laderas de Mount Fee, Mount Callaghan y Mount Cayley. Este material aparece en sitios de caza de cabras y en el refugio rocoso de Elaho, y en conjunto datan de entre 8.000 y 100 años. [37]
Varios picos volcánicos del MCVF recibieron nombres de montañeros que exploraron la zona a principios del siglo XX. Mount Fee fue nombrado en septiembre de 1928 por el montañista británico Tom Fyles en honor a Charles Fee (1865-1927), quien en ese momento era miembro del Club de Montañismo de la Columbia Británica en Vancouver . [38] Al noroeste, Mount Cayley fue nombrado en septiembre de 1928 por Tom Fyles en honor a Beverley Cochrane Cayley durante una expedición de escalada con el Alpine Club of Canada . Cayley era amigo de los participantes en la expedición de escalada y había muerto en Vancouver el 8 de junio de 1928 a la edad de 29 años. Fyles tomó fotografías del monte Cayley durante la expedición de 1928 y se publicaron en el Canadian Alpine Journal de 1931, volumen XX. [2]
Al menos una característica del MCVF está protegida como parque provincial . El Parque Provincial Brandywine Falls en el extremo sureste del campo se estableció para proteger Brandywine Falls, una cascada de 70 m (230 pies) de altura en Brandywine Creek. Está compuesto por al menos cuatro flujos de lava de los basaltos del valle de Cheakamus. Están expuestos en acantilados que rodean las cataratas con una estrecha secuencia de grava que se encuentra sobre la unidad de lava más antigua. Se interpreta que estos flujos de lava quedaron expuestos por la erosión durante un período de inundaciones catastróficas y el valle en el que se encuentran estas lavas es significativamente más grande que el río que lo contiene. La inundación masiva que dio forma al valle ha sido objeto de estudios geológicos por parte de Catherine Hickson y Andree Blais-Stevens. Se ha propuesto que podría haber habido inundaciones importantes durante las etapas menguantes del último período glacial, ya que el drenaje en un valle más al norte estaba bloqueado por restos de hielo glacial. Otra posible explicación es que las erupciones subglaciales crearon grandes cantidades de agua de deshielo glacial que recorrió la superficie de los flujos de lava expuestos. [28]
Al igual que otras zonas volcánicas en el Cinturón Garibaldi, el Servicio Geológico de Canadá no monitorea el MCVF con suficiente atención para determinar su nivel de actividad. La Red Nacional de Sismógrafos de Canadá se ha establecido para monitorear los terremotos en todo Canadá, pero está demasiado lejos para proporcionar una indicación precisa de la actividad bajo el MCVF. La red de sismógrafos puede detectar un aumento en la actividad sísmica si el MCVF se vuelve muy inquieto, pero esto sólo puede proporcionar una advertencia de una gran erupción; Es posible que el sistema detecte actividad solo una vez que el MCVF haya comenzado a hacer erupción. [39] Si las erupciones se reanudaran, existen mecanismos para orquestar los esfuerzos de socorro. El Plan Interinstitucional de Notificación de Eventos Volcánicos fue creado para delinear el procedimiento de notificación de algunas de las principales agencias que responderían a un volcán en erupción en Canadá, una erupción cerca de la frontera entre Canadá y Estados Unidos o cualquier erupción que afectaría a Canadá. [40]
El MCVF es una de las zonas volcánicas más grandes del Cinturón Garibaldi. Las zonas más pequeñas incluyen el campo volcánico del lago Garibaldi que rodea el lago Garibaldi y los conos del río Bridge en el flanco norte de la parte superior del río Bridge . Estas áreas están adyacentes a la esquina suroeste poblada de Canadá, donde la población de Columbia Británica es mayor. [31]
Una gran erupción volcánica de cualquier volcán en el MCVF tendría efectos importantes en la autopista Sea-to-Sky y en municipios como Squamish , Whistler, Pemberton y probablemente Vancouver. Debido a estas preocupaciones, el Servicio Geológico de Canadá planea crear mapas de peligro y planes de emergencia para Mount Cayley, así como para el macizo Mount Meager al norte del MCVF, que experimentó una gran erupción volcánica hace 2.350 años similar a la erupción de 1980. del Monte Santa Helena . [30] [41]
Como muchos otros volcanes en el cinturón volcánico Garibaldi, el monte Cayley ha sido fuente de varios deslizamientos de tierra importantes. [3] Evans (1990) indicó que varios deslizamientos de tierra y flujos de escombros en Mount Cayley en los últimos 10.000 años pueden haber sido causados por actividad volcánica. [31] Hasta la fecha, la mayoría de los estudios geológicos del MCVF se han centrado en los peligros de deslizamientos de tierra junto con el potencial geotérmico. [3] Una gran avalancha de escombros hace unos 4.800 años depositó 8 km 2 (3,1 millas cuadradas) de material volcánico en el valle adyacente de Squamish, que bloqueó el río Squamish durante un largo período de tiempo. [3] [42]
Desde entonces se han producido varios deslizamientos de tierra más pequeños en Mount Cayley, incluido uno hace 1.100 años y otro hace 500 años. [42] Ambos deslizamientos de tierra bloquearon el río Squamish y crearon lagos río arriba que duraron un período de tiempo limitado. [43] En 1968 y 1983, una serie de deslizamientos de tierra causaron daños considerables a los caminos forestales y a las masas forestales, pero no provocaron víctimas. [44] Futuros deslizamientos de tierra del Monte Cayley y la posible represa del río Squamish son peligros geológicos importantes para el público en general, así como para el desarrollo económico en el valle de Squamish. [43]
La actividad eruptiva en el MCVF es típica del vulcanismo pasado en otras partes del Cinturón Garibaldi. Los terremotos ocurrirían bajo el campo volcánico con semanas o años de anticipación a medida que la roca fundida irrumpe en la litosfera rocosa de la Tierra . La magnitud de los terremotos y los sismógrafos locales en esta región alertarían al Servicio Geológico de Canadá y posiblemente provocarían una mejora en el seguimiento. Mientras la roca fundida atraviesa la corteza, el tamaño del volcán vulnerable a una erupción posiblemente aumentaría y el área se rompería, creando mucha más actividad hidrotermal en las aguas termales regionales y la formación de nuevos manantiales o fumarolas . Pueden producirse pequeñas y probablemente grandes avalanchas de rocas que podrían represar el cercano río Squamish durante un corto período de tiempo, como ha sucedido en el pasado sin actividad sísmica o deformación relacionada con la actividad magmática. En algún momento el magma del subsuelo producirá erupciones freáticas y lahares . En ese momento, la autopista 99 estaría fuera de servicio y los residentes de Squamish tendrían que alejarse de la zona eruptiva. [29]
A medida que la roca fundida se acerca a la superficie, lo más probable es que cause más fragmentación, lo que desencadenará una erupción explosiva que podría producir una columna eruptiva de 20 km (12 millas) de altura. Esto pondría en peligro el tráfico aéreo, que tendría que tomar otra ruta alejándose de la zona eruptiva. Todos los aeropuertos enterrados bajo una caída piroclástica quedarían fuera de servicio, incluidos los de Vancouver, Victoria , Kamloops , Prince George y Seattle . La tefra destruiría líneas de transmisión de energía , antenas parabólicas , computadoras y otros equipos que funcionan con electricidad. Por lo tanto, se desconectarían teléfonos, radios y celulares . Las estructuras que no estén construidas para contener material pesado probablemente colapsarían bajo el peso de la tefra. Las cenizas de la columna de erupción se hundirían sobre el área del respiradero para crear flujos piroclásticos, que viajarían de este a oeste por los valles cercanos de los ríos Cheakamus y Squamish. Esto tendría impactos significativos sobre el salmón en los ríos asociados y provocaría un derretimiento considerable del hielo glacial para producir flujos de escombros, que podrían extenderse hacia Daisy Lake y Squamish y causar daños adicionales. La columna de erupción luego viajaría hacia el este, interrumpiendo los viajes aéreos por todo Canadá desde Alberta hasta Terranova y Labrador . [29]
Las erupciones explosivas pueden disminuir y ser seguidas por la erupción de lava viscosa para formar un domo de lava en el nuevo cráter. Las precipitaciones provocarían frecuentemente lahares, lo que crearía continuamente problemas en los valles de los ríos Squamish y Cheakamus. Si la cúpula de lava continúa creciendo, eventualmente se elevará por encima del borde del cráter. La lava que se enfría puede producir deslizamientos de tierra que crearán una zona masiva de talud en bloques en el valle del río Squamish. A medida que el domo de lava continúa creciendo, con frecuencia colapsará para crear grandes flujos piroclásticos que nuevamente viajarían por los valles adyacentes de los ríos Squamish y Cheakamus. La tefra arrastrada por los flujos piroclásticos crearía columnas de ceniza con elevaciones de al menos 10 km (6,2 millas), depositando tefra repetidamente en las comunidades de Whistler y Pemberton y nuevamente perturbando el tráfico aéreo regional. La lava de la cúpula inestable ocasionalmente puede crear flujos piroclásticos menores, explosiones y columnas de erupción. La comunidad de Squamish quedaría abandonada, la autopista 99 quedaría fuera de servicio y destruida, y el tráfico adyacente a Vancouver, Pemberton y Whistler seguiría obligado a recorrer una ruta más larga hacia el este. [29]
Es probable que las erupciones continúen durante un período de tiempo, seguido de años de actividad secundaria decreciente. La lava solidificada ocasionalmente colapsaría partes del volcán para crear flujos piroclásticos. Ocasionalmente se liberarían escombros en las laderas del volcán y en los valles para formar flujos de escombros. Se necesitaría una construcción importante para reparar la comunidad de Squamish y la autopista 99. [29]
Este artículo incorpora material de dominio público de sitios web o documentos del Servicio Geológico de Estados Unidos .
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