El campo volcánico del Monte Cayley ( MCVF ) es una zona volcánica remota en la costa sur de Columbia Británica , Canadá , que se extiende 31 km (19 mi) desde el campo de hielo Pemberton hasta el río Squamish . Forma un segmento del Cinturón Volcánico Garibaldi , la porción canadiense del Arco Volcánico de las Cascadas , que se extiende desde el norte de California hasta el suroeste de Columbia Británica. La mayoría de los volcanes del MCVF se formaron durante períodos de vulcanismo bajo capas de hielo glaciar a lo largo del 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 desglaciación. 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 de Powder Mountain . Este campo de hielo cubre gran parte de la porción central del campo volcánico y es uno de los varios campos glaciares de las cordilleras del Pacífico de las montañas de la costa .
Las erupciones a lo largo del MCVF comenzaron hace entre 1,6 y 5,3 millones de años. A lo largo de su historia eruptiva se han producido al menos 23 erupciones. Esta actividad volcánica varió de efusiva a explosiva , con composiciones de magma que iban desde basáltica a riolítica . Debido a que el MCVF tiene una gran elevación y consiste en un grupo de volcanes en su mayoría de gran altitud, no superpuestos, es probable que la actividad subglacial haya ocurrido bajo menos de 800 m (2600 pies) de hielo glacial. El estilo de esta glaciación promovió el escape de agua de deshielo durante las erupciones. El perfil empinado del campo volcánico y sus accidentes geográficos subglaciales respaldan 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 almohadillada .
De todo el campo volcánico, la parte sur alberga la mayor cantidad de volcanes conocidos. Al menos 11 de ellos están situados en la cima de una larga y estrecha cresta montañosa y en valles fluviales adyacentes . La parte central contiene al menos cinco volcanes situados en el campo de hielo de Powder Mountain. Al norte, dos volcanes forman una zona dispersa de vulcanismo. Muchos de estos volcanes se formaron hace entre 0,01 y 1,6 millones de años, y algunos de ellos 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 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 mi) de longitud que se extiende 80 km (50 mi) frente al noroeste del Pacífico desde el norte de California hasta el suroeste de Columbia Británica. Las placas se mueven a una velocidad relativa de más de 10 mm (0,39 in) por año en un ángulo oblicuo con respecto a la zona de subducción. Debido a la gran área de falla, la zona de subducción de Cascadia puede producir grandes terremotos de magnitud 7,0 o superior. La interfaz entre las placas Juan de Fuca y 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 en todo el mundo, no hay 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 limo en el fondo del océano Pacífico , enterrando esta gran depresión . Las inundaciones masivas del prehistórico lago glacial Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron grandes cantidades de sedimento en la fosa. [6] Sin embargo, al igual que otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente, de forma similar a un manantial 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 del 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 convergen actualmente a un ritmo de entre 3 y 4 cm por año, lo que representa tan solo 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 de los pueblos originarios de la isla de Vancouver . Provocó temblores considerables y un tsunami masivo que viajó a través del océano Pacífico. El temblor significativo asociado con este terremoto demolió casas de las tribus Cowichan en la isla de Vancouver y causó varios deslizamientos de tierra . El temblor debido a este terremoto hizo que fuera demasiado difícil para el pueblo Cowichan ponerse de pie, y los temblores fueron tan largos que enfermaron. El tsunami creado por el terremoto finalmente devastó un pueblo invernal en Pachena Bay , matando a todas las personas que vivían allí. El terremoto de Cascadia de 1700 causó hundimientos cerca de la costa, sumergiendo pantanos y bosques en la costa que luego fueron enterrados bajo escombros más recientes. [7]
En el centro del MCVF se encuentra un volcán subglacial llamado Slag Hill . Al menos dos unidades geológicas componen el edificio. Slag Hill en sí consiste en flujos de lava de andesita y pequeñas cantidades de roca piroclástica . En la parte occidental de Slag Hill se encuentra un flujo de lava que probablemente entró en erupción hace menos de 10 000 años debido a la falta de características que indiquen interacciones volcán-hielo. [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 restos de material volcánico que brotó de Slag Hill, pero representa un respiradero volcánico separado debido a su apariencia geográfica. Este pequeño volcán subglacial posiblemente se formó entre 25 000 y 10 000 años atrás durante las etapas finales de la glaciación Fraser . [9]
El domo Cauldron , un volcán subglacial al norte del monte Cayley, se encuentra al oeste del campo de hielo de Powder Mountain. Al igual que Slag Hill, está compuesto por dos unidades geológicas. El domo superior Cauldron es una pila ovalada de al menos cinco flujos de lava de andesita con la parte superior plana que se asemeja a una tuya. Los cinco flujos de andesita tienen uniones columnares y probablemente se extruyeron a través del hielo glacial. La última actividad volcánica podría haber ocurrido entre 10.000 y 25.000 años atrás, cuando esta área todavía estaba influenciada por el hielo glacial de la glaciación Fraser. El domo inferior Cauldron, la unidad más joven que comprende todo el volcán subglacial Cauldron Dome, consiste en una pila de coladas de lava de andesita con la parte superior plana y los 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 últimas etapas de la glaciación Fraser desde un respiradero adyacente al domo superior Cauldron que actualmente está enterrado bajo el hielo glacial. [10]
Ring Mountain , una tuya dominada por flujos que se encuentra en la parte norte del 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 que sea imposible medir su elevación de base exacta o cuántos flujos de lava constituyen el edificio. Con una elevación de cumbre de 2192 m (7192 pies), Ring Mountain tuvo su última actividad volcánica entre 25 000 y 10 000 años atrás, 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 la de 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 altitud contiene algunas características que indican interacciones lava-hielo, mientras que la parte de menor elevación no. Por lo tanto, es probable que este pequeño flujo de lava se haya extruido después de que se formara Ring Mountain, pero cuando el hielo glacial cubría un área más amplia que la que cubre hoy en día, y que la lava haya fluido más allá de la región en la que existía hielo glacial en ese momento. [11]
Al norte se encuentra Little Ring Mountain , otra tuya dominada por flujos que se encuentra en la parte norte del MCVF. Consiste en una pila de al menos tres flujos de lava de andesita que se encuentran en la cresta de una montaña. Sus flancos empinados alcanzan alturas de 240 m (790 pies) y están compuestos de escombros volcánicos. Esto hace que sea imposible medir su elevación de base exacta o cuántos flujos de lava componen el edificio. Con una elevación de la cumbre de 2147 m (7044 pies), Little Ring Mountain tuvo su última actividad volcánica entre 25 000 y 10 000 años atrás, cuando la glaciación Fraser estaba cerca de su máximo. [12]
Ember Ridge , una cresta montañosa entre el pico Tricouni y el monte Fee, consta de al menos ocho domos de lava compuestos de andesita. Es probable que se formaran hace entre 25.000 y 10.000 años cuando la lava entró en erupción debajo del hielo glacial de la glaciación Fraser. Sus estructuras actuales son comparables a sus formas originales debido al mínimo grado de erosión. Como resultado, los domos muestran las formas y las juntas columnares típicas de los volcanes subglaciales. Las formas aleatorias de los domos de Ember Ridge son el resultado de la lava erupcionada que aprovecha antiguas bolsas de hielo, erupciones que tienen lugar en superficies irregulares, hundimiento de los domos durante la actividad volcánica para crear escombros y separación de unidades columnares más antiguas durante erupciones más recientes. El domo norte, conocido como Ember Ridge North, cubre la cumbre y el flanco oriental de la cresta montañosa. 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 columnares indica que la lava erupcionada se enfrió inmediatamente y se encuentran principalmente en la cima del domo. [13] Ember Ridge Northeast, el domo subglacial más pequeño de Ember Ridge, comprende un flujo de lava que tiene un espesor no mayor a 40 m (130 pies). [14] Ember Ridge Northwest, el domo 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 consiste en una serie de flujos de lava con un espesor de 60 m (200 pies). También es el único domo de Ember Ridge que contiene grandes cantidades de escombros. [16] Ember Ridge Southwest comprende al menos un flujo de lava que alcanza un espesor de 80 m (260 pies). Es el único domo subglacial de Ember Ridge que contiene hialoclastita. [17] Ember Ridge West comprende solo un flujo de lava que alcanza un espesor de 60 m (200 pies). [18]
El monte Brew , a 18 km (11 mi) al suroeste de la ciudad turística de Whistler , es un domo de lava de 1.757 m (5.764 ft) de altura compuesto de andesita o dacita que probablemente se formó subglacialmente entre 25.000 y 10.000 años atrás. [19] [20] Contiene dos posibles flujos de lava marginales al hielo que no se han estudiado en detalle. Es posible que se hayan formado durante el mismo período de tiempo que los domos subglaciales de Ember Ridge debido a sus estructuras, juntas columnares y composiciones similares. [19]
El Monte 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 un gran domo de lava. Este 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 de 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 destruyera 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 dacítica. 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 dio como resultado la creación de dos domos de lava parásitos. [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 del monte Cayley se encuentra el monte Fee , un volcán muy erosionado. Contiene una cresta con dirección norte-sur y es una de las características más antiguas del MCVF. Sus rocas volcánicas permanecen sin datar, pero su gran grado de disección, junto con la evidencia de que el hielo glacial ha cubierto el volcán, indica que se formó hace más de 75.000 años antes de la glaciación de Wisconsin . Como resultado, el monte Fee no contiene evidencia de interacción con el hielo glacial. Se han identificado tres fases de actividad volcánica en el monte Fee. La primera fase eruptiva depositó rocas piroclásticas, que desde entonces se han erosionado en gran medida. 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. Tras una extensa disección, el vulcanismo renovado de la tercera y última fase eruptiva produjo una serie de flujos de lava viscosos. Estos forman el extremo norte de la dorsal principal y su límite norte angosto, de cima plana y laderas empinadas. Esta fase volcánica también fue seguida por un período de extensa erosión y probablemente uno o más períodos glaciares, lo que ha creado la accidentada dorsal con rumbo 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 de Powder Mountain consta de 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 unidos 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 de ventilación no estaba cubierta por hielo glacial. Sin embargo, los flujos muestran evidencia de interacción con hielo glacial en sus unidades inferiores, lo que indica que entraron en erupción hace unos 10.000 años durante las etapas finales de la glaciación Fraser. Los flujos de lava marginales de hielo en Pail Dome East forman acantilados que alcanzan alturas de hasta 100 m (330 pies). [24] Pali Dome West está formado por al menos tres flujos de lava de andesita y pequeñas cantidades de material piroclástico; su respiradero está actualmente enterrado bajo 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 entró en erupción cuando el área del respiradero no estaba enterrada bajo hielo glacial. Sin embargo, el flujo muestra evidencia de interacción con hielo glacial en elevaciones más bajas, lo que implica que entró en erupción durante las etapas finales de la glaciación Fraser. El tercer y más reciente flujo de lava entró en erupción en gran parte sobre hielo glacial, pero probablemente estuvo limitado en su margen norte por un pequeño glaciar. A diferencia del segundo flujo de lava, no estaba estancado por hielo glacial en elevaciones más bajas. Esto sugiere que fue producido por una erupción después de 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 oriental de un canal con tendencia norte-sur con una profundidad de 200 m (660 pies) adyacente a la desembocadura del arroyo High Falls . El flanco oriental del flujo de lava, fuera del canal del arroyo High Falls, tiene una estructura más constante. Varias juntas columnares de escala fina y la estructura general del flujo de lava sugieren que su porción occidental, a lo largo de la longitud del canal, se estancó contra el hielo glacial. Cerca de su unidad sur, la lava se filtró en grietas en el hielo glacial. Esto se ha identificado por la existencia de formaciones de enfriamiento en forma de aguja, aunque muchos de estos edificios han sido destruidos por procesos erosivos. Otras características que indican que la lava se estancó contra el hielo glacial incluyen su estructura inusualmente gruesa y sus acantilados empinados. Por lo tanto, el flujo de lava del suroeste de Tricouni entró en erupción hace unos 10.000 años, cuando la glaciación regional de Fraser estaba en retirada. La explicación de que la parte occidental presente características de contacto con el hielo, mientras que la parte oriental no, es probable que se deba a que su flanco occidental se encuentra en un canal con dirección norte-sur, que habría podido mantener cantidades menores de calor solar que su flanco oriental, que no está protegido. Como resultado, la parte occidental del flujo de lava registra una glaciación durante un período en el que las laderas orientales estaban libres de hielo glacial. [26]
Tricouni Southeast, otra secuencia volcánica al sur del pico Tricouni, consta de al menos cuatro flujos de lava de andesita o dacita que afloran como varios acantilados y riscos pequeños en flancos con abundante vegetación. Alcanzan espesores de 100 m (330 pies) y contienen pequeñas cantidades de hialoclastita. No se ha descubierto el punto de origen de estos flujos, pero es probable que se encuentre en la cima del montículo. Estas lavas forman edificios marginales al hielo, lo que sugiere que cada flujo de lava entró en erupción hace unos 10.000 años, cuando la vasta capa de hielo de la Cordillera estaba retrocediendo y los restos de hielo glacial eran escasos. [27]
A lo largo del río Cheakamus y sus afluentes se encuentran expuestos los basaltos del valle de Cheakamus . Aunque no están necesariamente cartografiados 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 se depositaron durante períodos de actividad volcánica desde un respiradero desconocido hace entre 0,01 y 1,6 millones de años. La lava almohadillada es abundante a lo largo de las bases de los flujos, algunos de los cuales están sustentados por brechas de hialoclastita. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews sugirió que los flujos de lava estallaron durante períodos de actividad subglacial y viajaron a través de trincheras o túneles derretidos en el hielo glacial de la glaciación Fraser. Mathews basó esto en la edad del till subyacente, la existencia de lava almohadillada cerca del fondo de algunas lavas, lo que indica vulcanismo subacuático, la unión columnar en los bordes de las lavas, lo que indica un enfriamiento rápido, y la ausencia de paleogeografía aparente . [28]
La andesita de Ember Ridge está compuesta en un 55% por vidrio volcánico de color verde parduzco con una matriz traquítica de plagioclasa . Alrededor del 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 de Betty's Bump hasta en un 20%. La relación de Betty's Bump con Ember Ridge no está clara, pero es probable que represente 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 alcanzan hasta un 5 %, lo que sugiere que la lava erupcionó de manera 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 policristalino en una matriz vítrea con plagioclasa traquítica. [3]
La dacita del monte Fee contiene hasta un 70 % de vidrio volcánico marrón y hasta un 15 % de texturas vesiculares. Hasta un 25 % de la dacita contiene plagioclasa, hornblenda, ortopiroxeno y cristales de ortoclasa , junto con cuarzo raro y posibles xenocristales de feldespato potásico . Una parte del flanco suroccidental del monte Fee no muestra vidrio volcánico, sino más bien una matriz criptocristalina anormal . Esto indica que puede haberse desarrollado como parte de una intrusión subvolcánica . [3]
La andesita de Ring Mountain está compuesta por 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 entre el 1 y el 7 % de la andesita. Los microxenocristales de cuarzo son comunes; también es posible que se encuentren microxenocristales de feldespato potásico. [3]
La andesita de Slag Hill está compuesta por 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 entre el 1 y el 10% de la andesita. Los cristales de feldespato potásico son muy raros y probablemente representan xenocristales. [3]
Al menos cuatro eventos sísmicos han ocurrido en el Monte Cayley desde 1985 y es el único volcán que ha registrado actividad sísmica en el campo. [29] Esto sugiere que el volcán aún contiene un sistema de magma activo, lo que indica la posibilidad de actividad eruptiva futura. [30] Aunque los datos disponibles no permiten una conclusión clara, esta observación indica que algunos volcanes en el MCVF pueden estar activos, con peligros potenciales significativos. Esta actividad sísmica se correlaciona tanto con algunos de los volcanes más jóvenes de Canadá como con volcanes de larga duración con un historial 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 del Monte Cayley que crearon un gran reflector interpretado como un charco de roca fundida aproximadamente a 15 km (9,3 mi) debajo de la superficie. [31] Se estima que tiene 3 km (1,9 mi) de largo y 1 km (0,62 mi) de ancho con un espesor de menos de 1,6 km (0,99 mi). Se cree que el reflector es un complejo de sill asociado con la formación del Monte Cayley. Sin embargo, los datos disponibles no descartan la probabilidad de que sea un cuerpo de roca fundida creado por la deshidratación de la placa subducida de Juan de Fuca. Se encuentra justo debajo de la litosfera débil como las que se encuentran bajo los volcanes de la zona de subducción en Japón . [32]
Existen al menos cinco fuentes termales en valles cerca del Monte Cayley, lo que proporciona más evidencia de actividad magmática. [21] Esto incluye los manantiales encontrados en Shovelnose Creek y Turbid Creek en el flanco sur del Monte Cayley y Brandywine Creek en el flanco este del 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 de nuevo a la superficie a lo largo de fisuras o grietas. A estas características a veces se las conoce como volcanes moribundos porque parecen representar la última etapa de la actividad volcánica a medida que el magma en profundidad se enfría y se endurece. [34]
En 1980, el vulcanólogo Jack Souther ilustró varias características volcánicas del MCVF , entre ellas Mount Cayley, Cauldron Dome, Slag Hill, Mount Fee, Ember Ridge y Ring Mountain, que en ese momento se denominó Crucible Dome . Esto dio como resultado la creación de un mapa geológico que mostraba el terreno regional y las ubicaciones de los volcanes. [3] El estudio más detallado de Mount Cayley se llevó a cabo durante este período. [21] Little Ring Mountain, en el extremo norte del MCVF, no se había estudiado en ese momento y no se incluyó en el mapa de Souther de 1980. [3] Ember Ridge, en el extremo sur del MCVF, se cartografió originalmente como un grupo de cinco domos de lava. El sexto domo de lava, Ember Ridge Northeast, fue descubierto por la estudiante de doctorado Melanie Kelman durante un período de investigación en 2001. [14] [30]
Las fuentes 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 el monte 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 un desafío desarrollar una central eléctrica propuesta de 100 megavatios 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 Pájaro del Trueno". [36] El Pájaro del Trueno es una criatura legendaria en la historia y cultura de los pueblos indígenas de América del Norte . Cuando el pájaro bate sus alas, se crea un trueno y los relámpagos se originan en sus ojos. [37] Se dice que las rocas que forman el Monte Cayley se quemaron de negro por el relámpago del Pájaro del Trueno. Esta montaña, como otras en el área, se considera sagrada porque juega un papel importante en su historia . El Colmillo Negro , un pináculo de roca volcánica negra en la costa norte del lago Garibaldi al sureste, mantiene 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 fue 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 épocas anteriores al contacto con la tierra. También se recolectó riodacita vítrea en varios afloramientos menores en las laderas del monte Fee, el monte Callaghan y el monte Cayley. Este material aparece en sitios de caza de cabras y en el refugio rocoso de Elaho, y en conjunto tiene una antigüedad de entre 8000 y 100 años. [37]
Varios picos volcánicos del MCVF recibieron su nombre de los montañeros que exploraron la zona a principios del siglo XX. El monte Fee recibió su nombre en septiembre de 1928 del montañero británico Tom Fyles en honor a Charles Fee (1865-1927), que era miembro del Club de Montañismo de Columbia Británica en Vancouver en ese momento. [38] Al noroeste, el monte Cayley recibió su nombre en septiembre de 1928 de Tom Fyles en honor a Beverley Cochrane Cayley durante una expedición de escalada con el Club Alpino de Canadá . Cayley era amiga de los participantes de la expedición de escalada y había muerto en Vancouver el 8 de junio de 1928 a la edad de 29 años. Fyles tomó fotografías del monte Cayley durante la expedición de 1928 y se publicaron en el Canadian Alpine Journal Vol XX de 1931. [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 secuencia estrecha de grava que se encuentra sobre la unidad de lava más antigua. Se interpreta que estos flujos de lava han quedado expuestos por la erosión durante un período de inundaciones catastróficas y el valle en el que se encuentran estas lavas es significativamente más grande que el río dentro de él. La inundación masiva que dio forma al valle ha sido objeto de estudios geológicos por parte de Catherine Hickson y Andree Blais-Stevens. Se ha propuesto que podría haber habido inundaciones significativas durante las etapas finales del último período glacial, ya que el drenaje en un valle más al norte estaba bloqueado con restos de hielo glacial. Otra posible explicación es que las erupciones subglaciales crearon grandes cantidades de agua de deshielo glacial que erosionaron la superficie de los flujos de lava expuestos. [28]
Al igual que otras zonas volcánicas del Cinturón de Garibaldi, el Servicio Geológico de Canadá no vigila el MCVF con la suficiente atención como para determinar su nivel de actividad. La Red Nacional Canadiense de Sismógrafos se ha creado 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 de la actividad sísmica si el MCVF se vuelve muy inestable, pero esto solo puede proporcionar una advertencia de una gran erupción; el sistema podría detectar actividad solo una vez que el MCVF haya comenzado a entrar en erupción. [39] Si las erupciones se reanudaran, existen mecanismos para orquestar las tareas de socorro. El Plan Interinstitucional de Notificación de Eventos Volcánicos se creó 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 afectara a Canadá. [40]
El MCVF es una de las zonas volcánicas más grandes del Cinturón de Garibaldi. Las zonas más pequeñas incluyen el campo volcánico del lago Garibaldi que rodea el lago Garibaldi y los conos del río Bridge en el flanco norte del curso superior del río Bridge . Estas áreas están adyacentes al extremo suroeste poblado 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 está planeando crear mapas de riesgo y planes de emergencia para el monte Cayley, así como para el macizo del monte Meager al norte del MCVF, que experimentó una gran erupción volcánica hace 2.350 años similar a la erupción del monte St. Helens en 1980. [ 30] [41]
Al igual que muchos otros volcanes del Cinturón Volcánico Garibaldi, el Monte Cayley ha sido la fuente de varios deslizamientos de tierra de gran tamaño. [3] Evans (1990) indicó que una serie de deslizamientos de tierra y flujos de escombros en el Monte Cayley en los últimos 10.000 años pueden haber sido causados por la 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 importante avalancha de escombros hace unos 4.800 años depositó 8 km2 ( 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 el monte Cayley, incluido uno hace 1100 años y otro hace 500 años. [42] Ambos deslizamientos de tierra bloquearon el río Squamish y crearon lagos río arriba que duraron un tiempo limitado. [43] En 1968 y 1983, una serie de deslizamientos de tierra causaron daños considerables a los caminos madereros y a las masas forestales, pero no provocaron víctimas. [44] Los futuros deslizamientos de tierra del monte Cayley y la posible construcción de represas en el río Squamish son peligros geológicos importantes para el público en general, así como para el desarrollo económico del valle de Squamish. [43]
La actividad eruptiva en el MCVF es típica del volcanismo pasado en otras partes del Cinturón de Garibaldi. Los terremotos ocurrirían bajo el campo volcánico con semanas o años de anticipación a medida que la roca fundida se introduce a través de la litosfera rocosa de la Tierra . La extensión de los terremotos y los sismógrafos locales en esta región advertirían al Servicio Geológico de Canadá y posiblemente causarían una mejora en el monitoreo. Mientras la roca fundida rompe la corteza, el tamaño del volcán vulnerable a una erupción posiblemente aumentaría y el área se rompería, creando mucha más actividad hidrotermal en las fuentes termales regionales y la formación de nuevos manantiales o fumarolas . Pueden resultar avalanchas de rocas pequeñas y probablemente grandes y podrían represar el cercano río Squamish por 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 quedaría fuera de servicio y los residentes de Squamish tendrían que viajar lejos 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 desencadenaría una erupción explosiva que podría producir una columna de erupción de 20 km (12 mi) de altura. Esto pondría en peligro el tráfico aéreo, que tendría que tomar otra ruta lejos de la zona eruptiva. Todos los aeropuertos enterrados bajo la caída piroclástica quedarían fuera de servicio, incluidos los de Vancouver, Victoria , Kamloops , Prince George y Seattle . La tefra destruiría líneas de transmisión eléctrica , antenas parabólicas , computadoras y otros equipos que funcionan con electricidad. Por lo tanto, los teléfonos, radios y teléfonos celulares quedarían desconectados. Las estructuras que no estén construidas para contener material pesado probablemente colapsarían bajo el peso de la tefra. La ceniza de la columna de erupción se hundiría por encima del área de ventilación para crear flujos piroclásticos, que viajarían de este a oeste por los valles de los ríos Cheakamus y Squamish cercanos. Estos fenómenos tendrían un impacto significativo en el salmón de los ríos asociados y provocarían un derretimiento considerable del hielo glacial, lo que produciría flujos de escombros que podrían extenderse hasta el lago Daisy y Squamish y causar daños adicionales. La columna de erupción se desplazaría entonces hacia el este, interrumpiendo el transporte aéreo en 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. La precipitación desencadenaría con frecuencia lahares, que crearían continuamente problemas en los valles de los ríos Squamish y Cheakamus. Si el domo de lava continúa creciendo, eventualmente se elevaría por encima del borde del cráter. La lava que se enfría puede producir deslizamientos de tierra para crear 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 de los flujos piroclásticos crearía columnas de ceniza con elevaciones de al menos 10 km (6,2 mi), depositando repetidamente tefra en las comunidades de Whistler y Pemberton y nuevamente interrumpiendo el tráfico aéreo regional. La lava del domo inestable puede ocasionalmente 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]
Las erupciones probablemente continuarían durante un período de tiempo, seguido de años de disminución de la actividad secundaria. La lava solidificada ocasionalmente colapsaría partes del volcán y crearía flujos piroclásticos. Los escombros en los flancos del volcán y en los valles ocasionalmente se liberarían y formarían flujos de escombros. Se necesitarían obras importantes 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 los Estados Unidos .
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