El Cinturón Volcánico Garibaldi es una cadena volcánica con tendencia noroeste-sureste en la Cordillera del Pacífico de las Montañas Costeras que se extiende desde Watts Point en el sur hasta el campo de hielo Ha-Iltzuk en el norte. Esta cadena de volcanes se encuentra en el suroeste de la Columbia Británica , Canadá. Forma el segmento más septentrional del Arco Volcánico Cascade , que incluye el Monte St. Helens y el Monte Baker . [8] [9] La mayoría de los volcanes de la cadena Garibaldi son estratovolcanes inactivos y volcanes subglaciales que han sido erosionados por el hielo glacial. Los accidentes geográficos volcánicos menos comunes incluyen conos de ceniza , tapones volcánicos , domos de lava y calderas . Estas diversas formaciones fueron creadas por diferentes estilos de actividad volcánica, incluidas las erupciones peleanas y plinianas .
Las erupciones a lo largo de la cadena han creado al menos tres zonas volcánicas importantes. El primero comenzó en el campo de hielo de Powder Mountain hace 4,0 millones de años. Mount Cayley comenzó su formación durante este período. Múltiples erupciones ocurridas hace 2,2 millones a 2350 años crearon el macizo del Monte Meager , y erupciones hace 1,3 millones a 9300 años formaron el Monte Garibaldi y otros volcanes en el área del lago Garibaldi . Estas principales zonas volcánicas se encuentran en tres segmentos escalonados, denominados segmentos norte, central y sur. [10] Cada segmento contiene una de las tres zonas volcánicas principales. Aparte de estas grandes zonas volcánicas, en el extremo norte de la Cordillera del Pacífico se encuentran dos grandes complejos volcánicos poco estudiados: Silverthrone Caldera y Franklin Glacier Complex . Se considera que forman parte del Cinturón Volcánico Garibaldi, pero sus relaciones tectónicas con otros volcanes de la cadena Garibaldi no están claras debido a estudios mínimos. [7] [11]
Antes de la formación del Cinturón Garibaldi, se construyeron varios cinturones volcánicos más antiguos, pero relacionados, a lo largo de la costa sur de la Columbia Británica. Esto incluye el cinturón volcánico de Alert Bay con tendencia este-oeste en el norte de la isla de Vancouver y el cinturón volcánico de Pemberton a lo largo de la costa continental. El Cinturón de Pemberton comenzó su formación cuando la antigua Placa Farallón se subducía bajo la costa de Columbia Británica hace 29 millones de años durante la época del Oligoceno . En ese momento, la porción centro-norte de la Placa Farallón apenas comenzaba a subducirse bajo el estado estadounidense de California, dividiéndola en secciones norte y sur. Hace entre 18 y cinco millones de años, durante el período Mioceno , el remanente norte de la Placa Farallón se fracturó en dos placas tectónicas, conocidas como placas Gorda y Juan de Fuca . Después de esta ruptura, la subducción de la placa de Juan de Fuca podría haber coincidido con el extremo norte de la isla de Vancouver hace ocho millones de años durante el período Mioceno tardío. Fue entonces cuando el Alert Bay Belt se activó. Un breve intervalo de ajuste del movimiento de las placas hace unos 3,5 millones de años puede haber desencadenado la generación de magma basáltico a lo largo del borde descendente de la placa. Este período eruptivo es posterior a la formación del Cinturón Garibaldi y no se ha encontrado evidencia de vulcanismo más reciente en el Cinturón de Alert Bay, lo que indica que el vulcanismo en el Cinturón de Alert Bay probablemente esté extinto. [10]
El lecho rocoso bajo la cadena Garibaldi está formado por rocas graníticas y dioríticas del Complejo Plutónico Costero , que constituye gran parte de las Montañas Costeras. [12] [13] [14] Este es un gran complejo de batolito que se formó cuando las placas Farallón y Kula se estaban subduciendo a lo largo del margen occidental de la Placa de América del Norte durante los períodos Jurásico y Terciario . Se encuentra sobre restos de arcos de islas , mesetas oceánicas y márgenes continentales agrupados que se agregaron a lo largo del margen occidental de América del Norte entre los períodos Triásico y Cretácico . [15]
El Cinturón Garibaldi se formó en respuesta a la subducción en curso de la Placa Juan de Fuca bajo la Placa Norteamericana en la zona de subducción de Cascadia a lo largo de la costa de Columbia Británica. [9] 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 una velocidad relativa de más de 10 mm (0,39 pulgadas) por año en un ángulo algo 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, la energía almacenada durante 500 años se libera en un megaterremoto. [dieciséis]
A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción del mundo, no hay una fosa oceánica profunda presente en la batimetría del margen continental de Cascadia. [17] Esto se debe a que la desembocadura del río Columbia desemboca directamente en la zona de subducción y deposita sedimentos en el fondo del Océano Pacífico para enterrar la fosa oceánica. Las inundaciones masivas del lago glacial prehistórico Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron enormes cantidades de sedimento en la fosa. [18] Sin embargo, al igual que otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente, similar a un resorte gigante. [16] Cuando la energía almacenada se libera repentinamente por deslizamiento a través de la falla a intervalos irregulares, la zona de subducción de Cascadia puede crear terremotos muy grandes, como el terremoto de Cascadia de magnitud 9,0 el 26 de enero de 1700 . [19] Sin embargo, los terremotos a lo largo de la zona de subducción de Cascadia son menos de lo esperado y hay evidencia de una disminución en 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. [17]
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. [19]
Se esperan muchos miles de años de inactividad entre grandes erupciones explosivas de volcanes en el cinturón de Garibaldi. Una posible explicación para las tasas más bajas de vulcanismo en la cadena Garibaldi es que el terreno asociado se está comprimiendo en contraste con las porciones más al sur del Cascade Arc. En las zonas de rift continental , el magma es capaz de abrirse camino rápidamente a través de la corteza terrestre a lo largo de fallas, lo que ofrece menos posibilidades de diferenciación. Este es probablemente el caso al sur del Monte Hood hasta la frontera con California y al este-sureste del enorme volcán en escudo Newberry adyacente a Cascade Range en el centro de Oregón porque la zona de Brothers Fault se encuentra en esta región. Esta zona de ruptura podría explicar las enormes cantidades de lava basáltica en esta parte del Cascade Arc central. Una baja tasa de convergencia en un entorno de compresión con masivos cuerpos estacionarios de magma debajo de la superficie podría explicar el bajo volumen y los magmas diferenciados en todo el Cinturón Volcánico Garibaldi. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews propuso que podría haber una conexión entre la glaciación regional del continente norteamericano durante los períodos glaciales y tasas más altas de actividad volcánica durante la descarga glacial regional del continente. Sin embargo, esto es difícil de predecir debido al poco frecuente registro geológico en esta región. Pero hay datos específicos, incluida la agrupación temporal de erupciones singlaciales o simplemente posglaciales dentro del Cinturón Garibaldi, que sugieren que esto podría ser probable. [20]
Dominando la cadena Garibaldi se encuentran volcanes y otras formaciones volcánicas que se formaron durante períodos de intensa glaciación. Esto incluye tuyas dominadas por flujos , domos de lava subglaciales y flujos de lava marginales de hielo . Las tuyas dominadas por flujos se diferencian de las típicas tuyas basálticas de toda la Columbia Británica en que están compuestas por montones de flujos de lava planos y carecen de hialoclastita y lava tipo almohada . Se interpreta que se formaron como resultado de la intrusión de magma y su fusión en un agujero vertical a través del hielo glacial adyacente que finalmente rompió la superficie del glaciar. [8] A medida que este magma asciende, se acumula y se extiende en capas horizontales. [21] Los domos de lava que se formaron principalmente durante la actividad subglacial comprenden flancos empinados hechos de intensas juntas columnares y vidrio volcánico . Los flujos de lava marginales del hielo se forman cuando la lava brota de un respiradero subaéreo y se acumula contra el hielo glacial. La Barrera , una presa de lava que confina el lago Garibaldi en el segmento sur, es el flujo de lava marginal de hielo mejor representado en el Cinturón Garibaldi. [8] [22]
Las tuyas dominadas por el flujo y la ausencia de depósitos fragmentarios subglaciales son dos características glaciovolcánicas poco comunes en la cadena Garibaldi. Esto se debe a sus diferentes composiciones de lava y a la disminución del contacto directo entre lava y agua durante la actividad volcánica. La composición de la lava de estos edificios volcánicos cambia su estructura porque las temperaturas de erupción son más bajas que las asociadas con la actividad basáltica y la lava que contiene sílice aumenta el espesor y las temperaturas de diferenciación del vidrio. Como resultado, los volcanes subglaciales que hacen erupción con contenido de sílice derriten menos calidad de hielo y es menos probable que contengan agua cerca del respiradero volcánico. Esto forma volcanes con estructuras que muestran su relación con la glaciación regional. El paisaje circundante también cambia el flujo de agua de deshielo, favoreciendo que la lava se estanque dentro de valles dominados por hielo glacial. Y si el edificio se erosiona, también podría cambiar la prominencia de los depósitos glaciovolcánicos fragmentarios. [8]
En el lado este de Howe Sound se encuentra la zona más meridional de actividad volcánica de la cadena Garibaldi. Esta zona, conocida como centro volcánico de Watts Point , es un pequeño afloramiento de roca volcánica que forma parte de un volcán subglacial. El afloramiento cubre un área de aproximadamente 0,2 km 2 (0,077 millas cuadradas) y un volumen eruptivo de aproximadamente 0,02 km 3 (0,0048 millas cúbicas). La ubicación está muy boscosa y la línea principal de BC Rail pasa por la parte inferior del afloramiento a unos 40 m (130 pies) sobre el nivel del mar. [23] Representa una característica en el campo volcánico de Squamish. [24]
El Monte Garibaldi, uno de los volcanes más grandes del sur del Cinturón Garibaldi con un volumen de 6,5 km 3 (1,6 millas cúbicas), está compuesto de lavas de dacita que entraron en erupción en los últimos 300.000 años. Fue construido cuando material volcánico hizo erupción en una parte de la capa de hielo de la Cordillera durante el período Pleistoceno. Esto creó la forma asimétrica única de la montaña. Sucesivos deslizamientos de tierra en los flancos de Garibaldi se produjeron después del retroceso del hielo glacial de la capa de hielo de la Cordillera. [10] El vulcanismo posterior hace unos 9.300 años produjo un flujo de lava de dacita de 15 km (9,3 millas) de largo desde Opal Cone en el flanco sureste de Garibaldi. Esto es inusualmente largo para un flujo de dacita, que comúnmente viaja solo distancias cortas desde un respiradero volcánico debido a su alta viscosidad. [25] [26] El flujo de lava Opal Cone representa la característica volcánica más reciente en el Monte Garibaldi. [25]
En la orilla occidental del lago Garibaldi, el monte Price representa un estratovolcán con una elevación de 2.050 m (6.730 pies). Fue construido durante tres períodos de actividad. La primera fase, hace 1,2 millones de años, formó un estratovolcán de andesita de hornblenda en el suelo cubierto de deriva de una cuenca circular. Después de la construcción de este estratovolcán, el vulcanismo se desplazó hacia el oeste, donde se expulsaron una serie de flujos de lava andesita-dacita y flujos piroclásticos durante un período de actividad peleana hace 300.000 años. Esto creó el cono del Monte Price de 2.050 m (6.730 pies) de altura, que luego quedó enterrado bajo el hielo glacial. Antes de que el monte Price fuera anulado por el hielo glacial, se produjo actividad volcánica en su flanco norte, donde hay un respiradero satélite. La actividad renovada tuvo lugar en Clinker Peak, en el flanco occidental del Monte Price, hace 9.000 años. Esto produjo los flujos de lava de andesita Rubble Creek y Clinker Ridge que se extienden 6 km (3,7 millas) al noroeste y suroeste. [10] [27] Después de que estos flujos viajaron 6 km (3,7 millas), fueron represados contra el hielo glacial para formar un flujo de lava marginal de hielo de más de 250 m (820 pies) de espesor conocido como La Barrera. [10]
Cinder Cone en la costa norte del lago Garibaldi es un cono de ceniza parcialmente sumergido por el glaciar Helmet. Consiste en ceniza volcánica, lapilli y segmentos de bombas de lava y viscosas dispersas que elevan la prominencia del cono a 500 m (1600 pies). Su mínimo grado de erosión indica que podría haber entrado en erupción en los últimos 1.000 años. [28] Una serie de flujos de andesita basáltica surgieron de Cinder Cone hace unos 11.000 años y viajaron hacia un profundo valle en forma de U con tendencia al norte en el flanco oriental de The Black Tusk . El vulcanismo posterior produjo otra secuencia de flujos de lava basáltica hace 4.000 años que fluyeron en el mismo valle glacial. [10]
El Colmillo Negro, un pináculo negro de roca volcánica en la costa noroeste del lago Garibaldi, es el remanente erosionado por el glaciar de un volcán mucho más grande que se formó durante dos períodos de actividad volcánica. La primera, hace entre 1,1 y 1,3 millones de años, hizo erupción de flujos de lava y tobas de hornblenda y andesita. Estos volcanes componen crestas montañosas al suroeste, sureste y noroeste de la estructura volcánica principal. La erosión posterior demolió el volcán recién formado. Esto finalmente expuso las raíces del cono, que actualmente forman el robusto edificio de The Black Tusk. Después de la erosión del cono, hace erupción una serie de flujos de lava de andesita hiperstena hace entre 0,17 y 0,21 millones de años. Estos terminan en flujos de lava adyacentes marginales con hielo que forman acantilados de 100 m (330 pies). Esta fase eruptiva también produjo un domo de lava que comprende el pináculo actual de 2.316 m (7.598 pies) de altura. En consecuencia, la capa de hielo regional del Pleistoceno tardío talló un profundo valle en forma de U con dirección norte en el flanco oriental del cono de la segunda etapa. Aquí, los flujos de lava posteriores de Cinder Cone llenaron el valle. [10]
Inmediatamente al sureste de Mount Cayley se encuentra Mount Fee , un volcán ampliamente erosionado que contiene una cresta con tendencia norte-sur. Es una de las formaciones volcánicas más antiguas de la cadena central Garibaldi. Sus actividades volcánicas no están fechadas, pero su gran cantidad de disección y evidencia de hielo glacial que domina el volcán indican que se formó hace más de 75.000 años antes de la glaciación de Wisconsin . Por lo tanto, el vulcanismo en Mount Fee no muestra evidencia de interacción con el hielo glacial. El producto restante de la actividad volcánica más temprana de Fee es una porción menor de roca piroclástica . Esta es evidencia de vulcanismo explosivo de la historia eruptiva de Fee, así como de su primer evento volcánico. El segundo evento volcánico produjo una secuencia de lavas y brechas en el flanco oriental de la cresta principal. Estos volcanes probablemente se colocaron cuando una secuencia de flujos de lava y fragmentos de lava rotos surgieron de un respiradero volcánico y descendieron por los flancos durante la construcción de un gran volcán. Después de una extensa disección, el vulcanismo renovado produjo una serie viscosa de flujos de lava que formaron su límite norte estrecho, de cima plana y lados empinados y el extremo norte de la cresta principal. El conducto por el que se originaron estos flujos de lava probablemente tenía una estructura vertical y se introducía a través de rocas volcánicas más antiguas depositadas durante los eventos volcánicos anteriores de Fee. Este evento volcánico también fue seguido por un período de erosión y probablemente uno o más períodos glaciales. La extensa erosión que siguió al último evento volcánico en Mount Fee ha creado la escarpada cresta con tendencia norte-sur que actualmente forma un hito destacado. [29]
Ember Ridge, una cresta montañosa volcánica entre Tricouni Peak y Mount Fee, consta de al menos ocho domos de lava compuestos de andesita. Probablemente se formaron hace entre 25.000 y 10.000 años cuando la lava 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 juntas 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 una 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 campo volcánico Mount Cayley. 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. [30] 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). [31] Ember Ridge Northwest, la cúpula subglacial más aproximadamente circular, comprende al menos un flujo de lava. [32] 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. [33] 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. [34] Ember Ridge West comprende solo un flujo de lava que alcanza un espesor de 60 m (200 pies). [35]
Al noroeste, el monte Cayley constituye el volcán más grande y persistente del cinturón central de Garibaldi. Es un estratovolcán altamente erosionado compuesto de lava de dacita y riodacita que se depositó durante tres fases de actividad volcánica. [10] [36] La primera fase eruptiva comenzó hace unos cuatro millones de años con la erupción de flujos de lava de dacita y roca piroclástica. [10] Esto resultó en la creación del propio Monte Cayley. [36] El vulcanismo posterior durante esta fase volcánica construyó una importante cúpula de lava. Esto actúa como un tapón volcánico y compone las espinas de lava que actualmente forman pináculos en la escarpada cumbre de Cayley. [10] Después de que se construyó Mount Cayley, surgieron flujos de lava, tefra y escombros de dacita soldada. [36] Esta segunda fase de actividad hace 2,7 ± 0,7 millones de años resultó en la creación del Pulgar de Vulcano , una cresta volcánica escarpada en el flanco sur del Monte Cayley. [10] [36] Una disección prolongada de un período prolongado de erosión demolió gran parte del estratovolcán original. [10] La actividad volcánica después de este prolongado período de erosión produjo espesos flujos de lava de dacita desde respiraderos parásitos hace 300.000 años que se extendieron hacia los valles Turbid y Shovelnose Creek cerca del río Squamish. [10] [36] Esto posteriormente creó dos domos de lava parásitos menores hace 200.000 años. [10] Estos tres eventos volcánicos contrastan con varios otros alrededor de Cayley en que no muestran signos de interacción con el hielo glacial. [36]
Pali Dome , un volcán erosionado al norte del Monte Cayley, consta de dos unidades geológicas . Pail Dome East está compuesto por una masa de flujos de lava de andesita y pequeñas cantidades de material piroclástico. Se encuentra en la parte oriental del gran campo de hielo glacial que cubre gran parte del campo volcánico Mount Cayley. Gran parte de los flujos de lava forman una topografía suave en elevaciones altas, pero terminan en acantilados verticales finamente articulados en elevaciones bajas. La primera actividad volcánica probablemente ocurrió hace unos 25.000 años, pero también podría ser mucho más antigua. La actividad volcánica más reciente produjo una serie de flujos de lava que estallaron 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. Esto indica que las lavas hicieron erupción hace unos 10.000 años durante las etapas menguantes de la glaciación Fraser. Los flujos de lava marginales del hielo alcanzan espesores de hasta 100 m (330 pies). [37] 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. Se han producido al menos tres erupciones en Pali Dome East. Se desconoce la edad de la primera erupción volcánica, pero pudo haber ocurrido en los últimos 10.000 años. La segunda erupción produjo un flujo de lava que entró en erupción cuando el área del respiradero no estaba enterrada bajo el hielo glacial. Sin embargo, el flujo sí muestra evidencia de interacción con el hielo glacial en su unidad inferior. Esto indica que las lavas hicieron erupción durante las etapas menguantes de la Glaciación Fraser. La tercera y más reciente erupción produjo otro flujo de lava que surgió en gran medida sobre el hielo glacial, pero probablemente estuvo limitado en su margen norte por un pequeño glaciar. A diferencia del flujo de lava que surgió durante la segunda erupción, este flujo de lava no fue confinado por hielo glacial en su unidad inferior. Esto sugiere que entró en erupción hace menos de 10.000 años cuando la glaciación regional Fraser retrocedió. [38]
Cauldron Dome , un volcán subglacial al norte del Monte Cayley, se encuentra al oeste del enorme glaciar que cubre gran parte de la región. Al igual que Pali Dome, 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, consta de 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). Estos volcánicos fueron extruidos 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. [39]
En la parte norte del campo volcánico Mount Cayley se encuentra un volcán subglacial llamado Slag Hill . Al menos dos unidades geológicas componen el edificio. Slag Hill propiamente dicha consiste en 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. [5] La tuya dominada por el flujo de Slag Hill, a 900 m (3000 pies) al noreste de Slag Hill propiamente dicha, consiste en una pila de andesita de cima plana y lados empinados. Sobresale a través de restos de material volcánico que surgió de Slag Hill propiamente dicha, 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 durante las etapas menguantes de la Glaciación Fraser. [40]
Ring Mountain , una tuya dominada por flujos que se encuentra en la parte norte del campo volcánico Mount Cayley, consiste en una pila de al menos cinco flujos de lava de andesita que se encuentran en una cresta de 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 la actual, y que el flujo de lava se extiende más allá de la región en la que existía el hielo glacial en ese momento. [41]
El macizo del Monte Meager es el volcán compuesto más voluminoso de la cadena Garibaldi y de la Columbia Británica, así como el más reciente en entrar en erupción. [42] Tiene un volumen de 20 km 3 (4,8 millas cúbicas) y consiste en un estratovolcán erosionado, cuya composición varía desde andesita hasta riodacita. [20] [43] Varias cúpulas de lava disecadas y tapones volcánicos están presentes en su cumbre glaciar, así como un cráter volcánico claramente definido con una cúpula de lava colocada dentro de él. [42] [43] Al menos ocho respiraderos volcánicos componen el complejo y han sido la fuente de actividad volcánica a lo largo de los 2,2 millones de años de historia del macizo. [10] [44] Una historia bien documentada de vulcanismo está presente en el macizo del Monte Meager, con su erupción más reciente hace unos 2.350 años que fue de carácter similar a la erupción de 1980 del Monte Santa Helena y la erupción continua de Soufrière. Colinas en la isla de Montserrat . [43] [45] [46] Esta es la erupción explosiva del Holoceno más grande registrada en Canadá, y se origina en un respiradero volcánico en el flanco noreste de Plinth Peak . [43] Fue de naturaleza pliniana y envió una columna de erupción de al menos 20 km (12 millas) de altura hacia la estratosfera . [44] A medida que los vientos predominantes arrastraron las cenizas de la columna hacia el este, se depositaron en Columbia Británica y Alberta . [47] Los flujos piroclásticos posteriores fueron enviados por los flancos de Plinth Peak durante 7 km (4,3 millas) y luego fueron sucedidos por la erupción de un flujo de lava que se demolió muchas veces. Esto creó espesos escombros aglutinados que bloquearon con éxito el río Lillooet adyacente para formar un lago. Posteriormente, la presa de brecha colapsó y produjo una inundación catastrófica que depositó rocas del tamaño de una casa a más de 1 km (0,62 millas) río abajo. Después de que se produjo la inundación, hizo erupción un pequeño flujo de lava de dacita que luego se solidificó para formar una serie de juntas columnares bien conservadas. Esta es la última fase de la erupción de 2350 AP, y la posterior erosión del arroyo ha cortado este flujo de lava para formar una cascada. [44]
Un grupo de pequeños volcanes en la parte superior del río Bridge , conocidos como conos del río Bridge , incluye estratovolcanes, tapones volcánicos y flujos de lava. Estos volcanes se diferencian de otros del Cinturón Volcánico Garibaldi en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas con composiciones máficas, que incluyen basalto alcalino y hawaiita . Las diferentes composiciones del magma podrían estar relacionadas con un menor grado de fusión parcial en el manto terrestre o con un efecto de borde de placa descendente. El volcán más antiguo del grupo, conocido como Sham Hill , es un tapón volcánico de 60 m (200 pies) de altura con una datación de potasio-argón de un millón de años. Tiene unos 300 m (980 pies) de ancho y su superficie glaciar descubierta está plagada de glaciares erráticos. Sus enormes columnas de roca niveladas se construyeron dentro del respiradero volcánico principal de un estratovolcán que desde entonces ha sido reducido por la erosión. Al sureste, el complejo volcánico del Glaciar Salal se construyó hace entre 970.000 y 590.000 años. Consiste en tefra subaérea y finos depósitos de flujo de lava que están rodeados por flujos de lava cubiertos de hielo de 100 m (330 pies) de espesor. Estos flujos de lava marginales con hielo se crearon cuando la lava se estanque contra el hielo glacial en los valles cercanos antes de la glaciación de Wisconsin . Al norte del complejo del Glaciar Salal se encuentra un pequeño estratovolcán basáltico llamado Tuber Hill . Comenzó a formarse hace unos 600.000 años, cuando los valles adyacentes se llenaron de hielo glacial. Cuando los flujos de lava surgieron de Tuber Hill, interactuaron con los glaciares que llenaban el valle en su flanco sur y produjeron un lago glacial de agua de deshielo. Aquí se depositaron más de 150 m (490 pies) de hialoclastita apilada, lahares y toba lacustre. Durante este período eruptivo también se depositaron una serie de lavas tipo almohada. La actividad volcánica más reciente en el campo volcánico de Bridge River produjo una serie de flujos de lava basáltica en los valles regionales que se superponen hasta el último período glacial. Se desconoce la edad de estos flujos de lava que llenan los valles, pero la presencia de labranza glacial no consolidada debajo de los flujos sugiere que tienen menos de 1.500 años. [10]
Al noroeste, el Complejo Glaciar Franklin es un conjunto de lecho de roca volcánica que abarca un área de 20 km (12 millas) de largo y 6 km (3,7 millas) de ancho. Tiene una elevación de más de 2000 m (6600 pies) y está en gran parte destruido por la erosión. Una serie de diques e intrusiones subvolcánicas componen el complejo, algunos de los cuales parecen representar respiraderos para la secuencia suprayacente de depósitos volcánicos. Los volcánicos incluyen brechas de dacita y pequeños restos de flujos de lava de andesita y hornblenda asociados con tobas que alcanzan los 450 m (1480 pies) de espesor. El complejo es poco conocido debido a estudios mínimos, pero las fechas de potasio-argón obtenidas de algunas de las intrusiones subvolcánicas indican que Franklin se formó durante dos eventos volcánicos, cada uno de ellos separados por unos cinco millones de años de inactividad. [11] El primer evento ocurrió hace entre seis y ocho millones de años, cuando la actividad volcánica en el Cinturón Garibaldi no se había movido a su ubicación actual, sino que se estaba volviendo más restringida aéreamente dentro de una gran banda hacia el este y el oeste. [11] [20] Durante este período, la actividad volcánica en el Cinturón Garibaldi y otras partes del Arco de Cascada norte tuvo lugar principalmente en el Complejo del Glaciar Franklin y en el Cinturón Intermontano más al este. [20] Cuando el Cinturón Garibaldi se trasladó a su ubicación actual hace cinco millones de años, se produjo otro evento volcánico en el complejo Franklin. [11] [20] Este evento volcánico final y más reciente ocurrió hace entre dos y tres millones de años, aproximadamente un millón de años después de que el Monte Cayley, al sur, comenzara su formación. [11] [20]
Silverthrone Caldera es el más grande y mejor conservado de los dos complejos de calderas en la cadena norte de Garibaldi, el otro es el Complejo del Glaciar Franklin, a 55 km (34 millas) al este-sureste. [7] [20] La caldera tiene un diámetro de 20 km (12 millas) y contiene brechas, flujos de lava y domos de lava. Al igual que Franklin al este-sureste, la geología de Silverthrone es poco conocida debido a estudios mínimos. La región que rodea el complejo Silverthrone es significativamente irregular debido al terreno montañoso de las Montañas Costeras. Los flancos casi verticales se extienden desde cerca del nivel del mar hasta más de 3.000 m (9.800 pies) de altura. Silverthrone es significativamente más joven que el Complejo Glaciar Franklin hacia el este-sureste y sus volcanes probablemente tengan edades comparables a otras volcánicas a lo largo de la cadena Garibaldi. Los volcanes más antiguos en el complejo Silverthrone Caldera están compuestos de brechas volcánicas, algunas de las cuales se fusionaron por el intenso calor volcánico de cuando los depósitos hicieron erupción por primera vez. Después de que se depositaron estos volcánicos, una serie de flujos de lava de dacita, andesita y riolita hicieron erupción sobre la brecha volcánica de la primera fase volcánica. Estos flujos de lava erosionados tienen en total 900 m (3000 pies) de espesor. Los volcanes en la parte inferior de esta serie de flujos de lava dan una fecha de potasio-argón de 750.000 años, mientras que los volcanes ligeramente por encima de los flujos de lava tienen 400.000 años. La actividad volcánica más reciente produjo una serie de flujos de lava de andesita y andesita basáltica por Pashleth Creek y los valles de los ríos Machmell y Kingcome . El flujo de lava que se extiende desde cerca de Pashleth Creek hasta el valle del río Machmell tiene más de 25 km (16 millas) de longitud. Su pequeña cantidad de erosión indica que podría tener 1.000 años o menos. [7]
Al menos cuatro volcanes han tenido actividad sísmica desde 1985, incluido el Monte Garibaldi (tres eventos), el Monte Cayley (cuatro eventos), el macizo del Monte Meager (diecisiete eventos) y la Caldera Silverthrone (dos eventos). [48] Los datos sísmicos sugieren que estos volcanes todavía contienen cámaras de magma activas, lo que indica que algunos volcanes del Cinturón Garibaldi probablemente estén activos, con importantes peligros potenciales. [48] [49] La actividad sísmica se corresponde con algunos de los volcanes recientemente formados de Canadá y con volcanes persistentes que han tenido una importante actividad explosiva a lo largo de su historia, como el Monte Garibaldi y los macizos del Monte Cayley y el Monte Meager. [48]
No se sabe que una serie de manantiales termales adyacentes al valle del río Lillooet, como los manantiales Harrison , Sloquet, Clear Creek y Skookumchuck, se encuentren cerca de áreas con actividad volcánica reciente. En cambio, muchos están ubicados cerca de intrusiones de entre 16 y 26 millones de años de antigüedad que se interpretan como raíces de volcanes fuertemente erosionados. Estos volcanes formaron parte del Arco Volcánico Cascade durante el período Mioceno y sus raíces intrusivas se extienden desde el Valle Fraser en el sur hasta Salal Creek en el norte. La relación de estas aguas termales con el Cinturón Garibaldi no está clara. Sin embargo, se sabe que existen algunas fuentes termales en áreas que han experimentado actividad volcánica relativamente reciente. [50] Existen alrededor de cinco fuentes termales en los valles cercanos al Monte Cayley y dos pequeños grupos de fuentes termales están presentes en el macizo del Monte Meager. [36] [44] Los manantiales en el macizo de Meager podrían ser evidencia de una cámara de magma poco profunda debajo de la superficie. No se sabe que existan fuentes termales en Mount Garibaldi como las que se encuentran en Mount Meager y Mount Cayley, aunque hay evidencia de un flujo de calor alto anormal en Table Meadows adyacente y otros lugares. El agua cálida anormal adyacente a Britannia Beach podría ser una actividad geotérmica vinculada a la zona volcánica de Watts Point. [50]
La gente ha utilizado los recursos dentro y alrededor del Cinturón Volcánico Garibaldi durante siglos. La Nación Squamish recogió obsidiana para fabricar cuchillos, cinceles, azuelas y otras herramientas afiladas en la época anterior al contacto. Este material aparece en yacimientos que datan de 10.000 años de antigüedad hasta períodos protohistóricos . La fuente de este material se encuentra en las partes superiores del terreno montañoso que rodea el monte Garibaldi. En Opal Cone, la lava del flujo de Ring Creek normalmente se calentaba para cocinar alimentos porque su textura similar a la piedra pómez es capaz de mantener el calor. Tampoco se rompió después de un largo periodo de uso. [51]
Un gran afloramiento de piedra pómez adyacente al macizo del Monte Meager ha sido minado varias veces en el pasado y se extiende más de 2000 m (6600 pies) de largo y 1000 m (3300 pies) de ancho con un espesor de aproximadamente 300 m (980 pies). ). El depósito fue contratado por primera vez por J. MacIsaac, fallecido a finales de los años 1970. A mediados de los años 1970, el segundo arrendatario, WH Willes, investigó y extrajo la piedra pómez. Fue aplastado, retirado y luego almacenado cerca del pueblo de Pemberton . Posteriormente fue arrasado el puente que servía para acceder al depósito de piedra pómez. Las operaciones mineras se reanudaron en 1988 cuando LB Bustin se hizo con el depósito. En 1990, DR Carefoot compró el afloramiento de piedra pómez a los propietarios B. Chore y M. Beaupre. En un programa de 1991 a 1992, los trabajadores evaluaron el depósito por sus propiedades como material de construcción, absorbente de aceite y lavado de piedra . En 1998, Great Pacific Pumice Incorporation extrajo unos 7.500 m 3 (260.000 pies cúbicos) de piedra pómez. [52]
Las aguas termales asociadas con Meager y Cayley han convertido a estos dos volcanes en objetivos de exploraciones geotérmicas. En Mount Cayley, se han medido temperaturas de 50 °C (122 °F) a más de 100 °C (212 °F) en pozos poco profundos en su flanco suroeste. [10] Más al norte, BC Hydro ha llevado a cabo la exploración geotérmica en el macizo del Monte Meager desde finales de los años 1970. Las temperaturas del fondo del pozo se han calculado en un promedio de 220 °C (428 °F) a 240 °C (464 °F), siendo 275 °C (527 °F) la temperatura más alta registrada. Esto indica que el área alrededor de Meager es un sitio geotérmico importante. Se espera que la energía geotérmica se extienda por todo el oeste de Canadá y es probable que se extienda al oeste de los Estados Unidos. [53]
El cinturón de volcanes ha sido objeto de mitos y leyendas por parte de las Primeras Naciones . Para la nación Squamish, el monte Garibaldi se llama Nch'kay . En su idioma significa "Lugar Sucio". Este nombre de la montaña hace referencia a los escombros volcánicos de la zona. Esta montaña, al igual que otras ubicadas en la zona, es considerada sagrada ya que juega una parte importante de su historia . En su historia oral , transmitieron la historia del diluvio que cubrió la tierra. Durante este tiempo, sólo dos montañas se alzaban sobre el agua, y Garibaldi era una de ellas. Fue aquí donde los restantes supervivientes de la inundación amarraron sus canoas a la cima y esperaron a que las aguas bajaran. El Colmillo Negro en el extremo noroeste del Lago Garibaldi y el Monte Cayley al noroeste del Monte Garibaldi se llaman ta k 'ta k mu'yin tl'a in7in'axa7en en el idioma Squamish , que significa "Lugar de aterrizaje del Thunderbird". [54] El Thunderbird es una criatura legendaria en la historia y cultura de los pueblos indígenas de América del Norte . Se decía que las rocas que forman The Black Tusk y Mount Cayley habían sido quemadas hasta quedar negras por el rayo del Thunderbird. [54]
Varias características volcánicas del Cinturón Garibaldi están protegidas por parques provinciales . El Parque Provincial Garibaldi, en el extremo sur de la cadena, se estableció en 1927 para proteger la abundante historia geológica, las montañas glaciares y otros recursos naturales de la región. [55] Lleva el nombre del estratovolcán Monte Garibaldi de 2.678 m (8.786 pies), que a su vez lleva el nombre del líder político y militar italiano Giuseppe Garibaldi en 1860. [55] [56] Al noroeste, el Parque Provincial Brandywine Falls protege Brandywine Falls, una cascada de 70 m (230 pies) de altura compuesta por al menos cuatro flujos de lava basáltica con juntas columnares. [57] [58] El origen de su nombre no está claro, pero puede haberse originado a partir de dos topógrafos llamados Jack Nelson y Bob Mollison. [58]
Al igual que otras zonas volcánicas de Canadá, el Servicio Geológico de Canadá no supervisa con suficiente atención el cinturón volcánico de Garibaldi para determinar qué tan activo es su sistema de magma. Esto se debe en parte a que varios volcanes de la cadena están ubicados en regiones remotas y no se han producido erupciones importantes en Canadá en los últimos cientos de años. [59] Como resultado, el monitoreo de volcanes es menos importante que lidiar con otros procesos naturales, incluidos tsunamis , terremotos y deslizamientos de tierra. [59] Sin embargo, con la existencia de terremotos, se espera un mayor vulcanismo que probablemente tendría efectos considerables, particularmente en una región como el suroeste de Columbia Británica, donde los volcanes Garibaldi están ubicados en un área altamente poblada. [9] [59]
Los volcanes que componen la cadena Garibaldi están adyacentes a la parte suroeste altamente poblada de la Columbia Británica. [9] A diferencia del Arco de Cascada central, la actividad volcánica renovada en el Cinturón Garibaldi en un solo alimentador para crear estratovolcanes no es típica. En cambio, la actividad volcánica da como resultado la formación de campos volcánicos. De todo el Arco de las Cascadas, la cadena Garibaldi tiene la tasa más baja de actividad volcánica. [20] En los últimos dos millones de años, el volumen de material en erupción en el Cinturón Garibaldi ha sido menos del 10% del de los estados estadounidenses de California y Oregón y aproximadamente el 20% del del estado estadounidense de Washington. [42] Como resultado, el riesgo de erupciones en esta parte del Arco en Cascada es menor. Los volcanes individuales y los campos volcánicos permanecen en silencio durante un largo período de tiempo y es posible que ciertos respiraderos nunca vuelvan a entrar en erupción. Sin embargo, en el pasado geológicamente reciente ha tenido lugar una actividad volcánica considerable, sobre todo la erupción explosiva que se produjo en el macizo del Monte Meager hace 2.350 años. [20]
Jack Souther , una autoridad líder en recursos geotérmicos y vulcanismo en la Cordillera canadiense, ha declarado: "en la actualidad, los volcanes del Cinturón Garibaldi están tranquilos, se supone que están muertos, pero todavía no están completamente fríos. Pero el estallido de la Montaña Meager hace 2.500 años plantea la pregunta: '¿Podría suceder de nuevo?' ¿Fue la erupción explosiva de la Montaña Meager el último suspiro del Cinturón Volcánico Garibaldi o sólo el evento más reciente en su vida en curso? La respuesta corta es que nadie lo sabe con certeza... Así que, por si acaso, a veces hago una comprobación rápida. de los viejos puntos calientes cuando me bajo de Peak Chair..." [60] Imágenes sísmicas recientes de empleados del Servicio Geológico de Canadá respaldaron estudios de litosonda en la región de Mount Cayley en los que los científicos encontraron un gran reflector interpretado como una piscina. de roca fundida aproximadamente a 15 km (9,3 millas) debajo de la superficie. La existencia de fuentes termales en el macizo de Mount Meager y Mount Cayley indica que el calor magmático todavía está presente debajo o cerca de estos volcanes. Esta larga historia de actividad volcánica a lo largo de un límite de placa aún activo indica que las erupciones volcánicas en el Cinturón Garibaldi no han terminado y persisten riesgos de futuras erupciones. [20]
La mayor amenaza de los volcanes de la cadena Garibaldi probablemente se deba a la tefra liberada durante las erupciones explosivas. [20] El macizo del Monte Meager en particular plantea una importante amenaza a larga distancia para las comunidades de todo el sur de Columbia Británica y Alberta debido a su explosiva historia. [44] Se estima que se han producido más de 200 erupciones en todo el Arco Volcánico Cascade en los últimos 12.000 años, muchas de ellas en los Estados Unidos. Muchas erupciones en el oeste de Estados Unidos han enviado grandes cantidades de tefra al sur de Columbia Británica. Sin embargo, todas las ciudades importantes del suroeste de Columbia Británica con poblaciones de más de 100.000 habitantes están ubicadas al oeste del cinturón volcánico Garibaldi y los vientos predominantes viajan hacia el este. Por lo tanto, es menos probable que estas comunidades tengan grandes cantidades de tefra. En el continente inferior , una capa de ceniza volcánica de 10 cm (3,9 pulgadas) de espesor puede depositarse una vez cada 10.000 años y 1 cm (0,39 pulgadas) una vez cada 1.000 años. Es más común esperar cantidades menores de ceniza volcánica. Durante la erupción del Monte Santa Helena en 1980, se depositó 1 mm (0,039 pulgadas) de tefra desde el sureste de la Columbia Británica hasta Manitoba . [20]
Aunque todas las ciudades importantes del suroeste de Columbia Británica están ubicadas al oeste de la cadena Garibaldi, se espera que futuras erupciones del Monte Garibaldi tengan impactos significativos en los municipios adyacentes de Squamish y Whistler . Una columna eruptiva liberada durante la actividad peleana descargaría grandes cantidades de tefra que pondrían en peligro los aviones. La tefra también puede derretir las grandes capas de hielo glacial al este de Garibaldi y provocar inundaciones. Esto podría poner en peligro posteriormente el suministro de agua del lago Pitt y la pesca en el río Pitt . Una erupción explosiva y la tefra asociada también pueden crear dificultades temporales o de largo plazo en el suministro de agua para Vancouver y la mayor parte del sur de Columbia Británica. El depósito de agua para el área de drenaje del Gran Vancouver se encuentra al sur del Monte Garibaldi. [27]
Se han producido varios deslizamientos de tierra y lahares en todo el Cinturón Garibaldi. En el macizo del Monte Meager, se han producido considerables deslizamientos de tierra desde Pylon Peak y Devastator Peak en los últimos 10.000 años que han alcanzado más de 10 km (6,2 millas) río abajo en el valle del río Lillooet. Al menos dos deslizamientos de tierra importantes ocurridos en el flanco sur de Pylon Peak hace 8.700 y 4.400 años arrojaron escombros volcánicos en el valle adyacente de Meager Creek . [61] Más recientemente, un gran deslizamiento de tierra del glaciar Devastation enterró y mató a un grupo de cuatro geólogos el 22 de julio de 1975. [62] El volumen estimado de este deslizamiento de tierra es 13.000.000 m 3 (460.000.000 pies cúbicos). [63] Un deslizamiento de tierra considerable, tan grande como el más grande de Meager durante todo el Holoceno, probablemente produciría un lahar que devastaría la mayor parte del crecimiento en el valle del río Lillooet. Si tal evento ocurriera sin que las autoridades lo identificaran y enviaran una advertencia pública, mataría a cientos o incluso miles de residentes. Debido a esto, los programas informáticos podrían identificar la información que se acerca y activar un aviso automático cuando se identifique un lahar grande. En el Monte Rainier, en el estado estadounidense de Washington, existe un sistema similar para identificar tales lahares . [45]
Se han producido grandes deslizamientos de tierra del Monte Cayley en su flanco occidental, incluida una importante avalancha de escombros hace unos 4.800 años que arrojó una superficie de 8 km2 ( 3,1 millas cuadradas) de material volcánico en el fondo del valle adyacente. Esto bloqueó el río Squamish durante un largo período de tiempo. [64] Aunque no se conocen erupciones del macizo en los últimos 10.000 años, está asociado con un grupo de fuentes termales. [20] [36] Evans (1990) ha indicado que varios deslizamientos de tierra y flujos de escombros en Mount Cayley en los últimos 10.000 años podrían haber sido causados por actividad volcánica. [20] Desde el deslizamiento de tierra de 4.800 AP, se han producido varios deslizamientos de tierra menores. [64] En 1968 y 1983, se produjo una serie de deslizamientos de tierra que causaron daños considerables a los caminos forestales y a las masas forestales, pero no causaron víctimas. [sesenta y cinco]
La amenaza de los flujos de lava en el Cinturón Garibaldi es menor a menos que se produzca una erupción en invierno o debajo o adyacentes a áreas de hielo glacial, como campos de hielo . Cuando la lava fluye sobre grandes áreas de nieve, crea agua de deshielo. Esto puede producir lahares que podrían fluir más lejos que las lavas asociadas. Si el agua entrara en una chimenea volcánica que está haciendo erupción de lava basáltica, podría crear una erupción explosiva masiva. Estas explosiones son generalmente más extremas que las que ocurren durante las erupciones basálticas normales. Por lo tanto, la existencia de agua, nieve o hielo glacial en una chimenea volcánica aumentaría el riesgo de que una erupción tenga un gran impacto en la región circundante. Las erupciones subglaciales también han provocado catastróficas inundaciones por desbordamiento de glaciares. [20]
Este artículo incorpora material de dominio público de sitios web o documentos del Servicio Geológico de Estados Unidos .
