La geología del noroeste del Pacífico incluye la composición (incluidas las rocas , los minerales y los suelos ), la estructura, las propiedades físicas y los procesos que dan forma a la región del noroeste del Pacífico de América del Norte . La región es parte del Cinturón de Fuego : la subducción de las placas del Pacífico y Farallón bajo la placa norteamericana es responsable de muchas de las características paisajísticas del área, así como de algunos de sus peligros, como volcanes , terremotos y deslizamientos de tierra .
La geología del noroeste del Pacífico es vasta y compleja. La mayor parte de la región comenzó a formarse hace unos 200 millones de años, cuando la placa norteamericana comenzó a desplazarse hacia el oeste durante la ruptura de Pangea . Desde esa fecha, el borde occidental de América del Norte ha crecido hacia el oeste a medida que se han ido añadiendo una sucesión de arcos de islas y rocas del fondo oceánico a lo largo del margen continental .
Existen al menos cinco provincias geológicas en la zona: los volcanes Cascade , la meseta de Columbia , las cascadas del norte , las montañas costeras y las montañas insulares . Los volcanes Cascade son una región volcánica activa a lo largo del lado occidental del noroeste del Pacífico. La meseta de Columbia es una región de geografía tranquila que se encuentra en el interior de los volcanes Cascade, y las cascadas del norte son una región montañosa en la esquina noroeste de los Estados Unidos, que se extiende hasta la Columbia Británica. Las montañas costeras y las montañas insulares son una franja de montañas a lo largo de la costa de la Columbia Británica, cada una con su propia historia geológica.
La provincia de las Cascadas forma una franja con forma de arco que se extiende desde el sudoeste de la Columbia Británica hasta el norte de California , aproximadamente en paralelo a la costa del Pacífico. Dentro de esta región, se encuentran en secuencia casi 20 centros volcánicos importantes. [1]
Aunque los volcanes más grandes, como el Monte Santa Helena, reciben la mayor atención, el Arco Volcánico de las Cascadas incluye una franja de miles de volcanes muy pequeños y de vida corta que han formado una plataforma de lava y escombros volcánicos. Por encima de esta plataforma volcánica se alzan unos cuantos volcanes sorprendentemente grandes que dominan el paisaje. [1]
Los volcanes de las Cascadas definen la sección noroeste del Pacífico del Cinturón de Fuego , un conjunto de volcanes que bordean el Océano Pacífico. El Cinturón de Fuego también es conocido por sus frecuentes terremotos. Los volcanes y los terremotos surgen de una fuente común: la subducción . [2]
Debajo del Arco Volcánico de las Cascadas, una densa placa oceánica se hunde debajo de la Placa Norteamericana ; un proceso conocido como subducción. A medida que la placa oceánica se hunde profundamente en el interior de la Tierra debajo de la placa continental, las altas temperaturas y presiones permiten que las moléculas de agua atrapadas en los minerales de la roca sólida escapen. El agua supercrítica sube al manto flexible sobre la placa en subducción, lo que hace que parte del manto se derrita. Este magma recién formado asciende hacia arriba a través de la corteza a lo largo de un camino de menor resistencia, tanto por medio de fracturas y fallas como por la fusión de las rocas de la pared. La adición de corteza fundida cambia la composición geoquímica. Parte del derretimiento sube hacia la superficie de la Tierra para entrar en erupción, formando una cadena de volcanes (el Arco Volcánico de las Cascadas) sobre la zona de subducción. [2] La adición de derretimiento de la corteza al derretimiento original del manto da como resultado rocas volcánicas y plutónicas que difieren en mineralogía de la fuente del manto.
Una mirada de cerca a las Cascadas revela una imagen más complicada que una simple zona de subducción. [2]
No muy lejos de la costa del Pacífico Norte se encuentra una dorsal en expansión, un límite de placas divergente formado por una serie de rupturas en la corteza oceánica donde el manto derretido se eleva y se solidifica, creando una nueva corteza oceánica. En un lado de la dorsal en expansión se forma una nueva corteza de la placa del Pacífico , que luego se aleja de la dorsal. En el otro lado de la dorsal en expansión, las placas de Juan de Fuca y Gorda se desplazan hacia el este. [2]
Existen algunas características inusuales en la zona de subducción de las Cascadas . En el lugar donde la placa de Juan de Fuca se hunde debajo de la placa de Norteamérica no hay una fosa profunda, la sismicidad (terremotos) es menor de lo esperado y hay evidencia de una disminución en la actividad volcánica durante los últimos millones de años. La explicación probable radica en la tasa de convergencia entre las placas de Juan de Fuca y Norteamérica. Estas dos placas convergen a 3-4 centímetros (1,2-1,6 pulgadas) por año en la actualidad. Esto es solo la mitad de la tasa de convergencia de hace 7 millones de años. [2]
La pequeña placa de Juan de Fuca y dos plaquetas, la placa Explorer y la placa Gorda, son los escasos restos de la placa oceánica Farallón, mucho más grande . La placa Explorer se desprendió de la placa de Juan de Fuca hace unos 4 millones de años y no muestra evidencia de que todavía esté siendo subducida. La plaqueta Gorda se separó hace entre 18 y 5 millones de años y continúa hundiéndose debajo de América del Norte. [2]
El Arco Volcánico de las Cascadas hizo su primera aparición hace 36 millones de años, pero los picos principales que se elevan desde los centros volcánicos actuales nacieron en los últimos 1,6 millones de años . Más de 3.000 respiraderos entraron en erupción durante el episodio volcánico más reciente que comenzó hace 5 millones de años. Mientras continúe la subducción, seguirán surgiendo nuevos volcanes de las Cascadas. [2]
El Cinturón Volcánico de Garibaldi, en el suroeste de la Columbia Británica, es la extensión norte del Arco Volcánico de las Cascadas en los Estados Unidos y contiene los volcanes jóvenes más explosivos de Canadá. Al igual que el resto del arco, tiene su origen en la zona de subducción de Cascadia. Los volcanes del Cinturón Volcánico de Garibaldi han estado activos esporádicamente durante un lapso de varios millones de años. El miembro más septentrional, el macizo del Monte Meager , fue responsable de una importante erupción catastrófica que ocurrió hace unos 2.350 años. Esta erupción puede haber sido similar en tamaño a la erupción de 1980 del Monte Santa Helena . La ceniza de esta erupción se puede rastrear hacia el este hasta el oeste de Alberta . También es el macizo volcánico más inestable de Canadá, que ha vertido arcilla y roca a varios metros (yardas) de profundidad en el valle de Pemberton al menos tres veces durante los últimos 7.300 años. Las fuentes termales cerca de los macizos de Mount Cayley y Mount Meager sugieren que el calor magmático aún está presente. La larga historia de vulcanismo en la región, junto con la subducción continua frente a la costa, sugiere que el vulcanismo aún no ha terminado en el Cinturón Volcánico de Garibaldi. Unos pocos centros volcánicos aislados al noroeste del macizo de Mount Meager, como el Complejo Glaciar Franklin y la Caldera Silverthrone , que se encuentran en el Cinturón Volcánico de Pemberton , también pueden ser el producto de la subducción de Cascadia, pero las investigaciones geológicas han sido muy limitadas en esta región remota. Hace unos 5 a 7 millones de años, el extremo norte de la placa de Juan de Fuca se rompió a lo largo de la falla de Nootka para formar la placa Explorer , y no hay un consenso definitivo entre los geólogos sobre la relación de los volcanes al norte de esa falla con el resto del Arco de Cascada. Sin embargo, el Cinturón Volcánico de Pemberton suele estar fusionado con el Cinturón Volcánico de Garibaldi, lo que convierte al Monte Silverthrone en el volcán más septentrional, aunque incierto, relacionado con la subducción de Cascadia.
La región volcánica más activa del noroeste del Pacífico norte se llama Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte (a veces llamada Cinturón Volcánico Stikine). Contiene más de 100 volcanes jóvenes y varias erupciones que se sabe que ocurrieron en los últimos 400 años. Las últimas erupciones dentro del cinturón volcánico fueron hace unos 150 años en The Volcano en el campo volcánico Iskut-Unuk River Cones . El centro eruptivo más voluminoso y más persistente dentro del cinturón y en Canadá es Level Mountain . Es un gran volcán en escudo que cubre un área de 1.800 km2 ( 690 millas cuadradas) al suroeste del lago Dease y al norte de Telegraph Creek . La amplia región de la cumbre diseccionada consiste en domos de lava traquítica y riolítica y se consideró que estaba salpicada de varios respiraderos basálticos menores de edad posglacial, aunque se consideró que la actividad del Holoceno era incierta. El complejo volcánico Mount Edziza es quizás el edificio volcánico más espectacular de Columbia Británica . Es el segundo centro eruptivo persistente más grande de la provincia volcánica de la Cordillera del Norte y está flanqueado por numerosos conos satélites jóvenes , incluido el joven y bien conservado Cono Eve . Hay algunos indicios de que el complejo volcánico de Level Mountain y Mount Edziza puede tener entre 11 y 9 millones de años.
El cinturón volcánico de Anahim es un cinturón volcánico que se extiende desde el norte de la isla de Vancouver hasta cerca de Quesnel . Se cree que se formó como resultado del movimiento de la placa norteamericana sobre un punto caliente estacionario , similar al punto caliente que alimenta las islas hawaianas , llamado punto caliente de Anahim . El volcán más joven dentro del cinturón volcánico es el cono Nazko . Su última erupción fue hace unos 7000 años, produciendo dos pequeños flujos de lava que viajaron 1 km (0,6 mi) hacia el oeste, junto con un manto de ceniza volcánica que se extiende varios kilómetros al norte y al este del cono. El cinturón volcánico también contiene tres grandes volcanes en escudo que se formaron hace entre 8 y 1 millón de años, llamados cordillera Ilgachuz , cordillera Rainbow y cordillera Itcha .
El Grupo Chilcotin, en el sur de la Columbia Británica, es una cadena de volcanes que se extiende de norte a sur y que se cree que se formó como resultado de la extensión del arco posterior detrás de la zona de subducción de Cascadia . La mayoría de las erupciones en este cinturón ocurrieron hace entre 6 y 10 millones de años ( Mioceno ) o entre 2 y 3 millones de años ( Plioceno ). Sin embargo, ha habido pocas erupciones en el Pleistoceno . [3]
El campo volcánico Wells Gray-Clearwater en el sureste de Columbia Británica consiste en varios volcanes basálticos pequeños y extensos flujos de lava que han estado activos durante los últimos 3 millones de años. [4] Está dentro del Parque Provincial Wells Gray , que también incluye las cataratas Helmcken de 142 m (465 pies) de altura . El origen del vulcanismo es desconocido, pero probablemente esté relacionado con el adelgazamiento de la corteza . Algunos de los flujos de lava en el campo son similares a los que estallaron en Volcano Mountain en el Yukón , donde se encuentra nefelinita olivina . La última erupción en el campo fue hace unos 400 años en Kostal Cone .
Numerosos montes submarinos se encuentran frente a la costa de Columbia Británica y están relacionados con el vulcanismo de puntos calientes . El monte submarino Bowie, ubicado a 180 km (110 mi) al oeste de Haida Gwaii , es quizás el monte submarino más superficial en las aguas del Pacífico de Canadá. Debido a su poca profundidad, los científicos creen que fue una isla volcánica activa durante la última edad de hielo . El monte submarino Bowie es también el monte submarino más joven en la cadena de montes submarinos Kodiak-Bowie .
La última erupción del cono Tseax, alrededor de los años 1750 o 1775, es el peor desastre geofísico conocido de Canadá. La erupción produjo un flujo de lava de 22,5 km (14,0 mi) de largo, destruyendo las aldeas Nisga'a y la muerte de al menos 2000 personas Nisga'a por gases volcánicos y humo venenoso. El valle del río Nass fue inundado por los flujos de lava y contiene abundantes moldes de árboles y tubos de lava . El evento coincidió con la llegada de los primeros exploradores europeos que penetraron en las inexploradas aguas costeras del norte de Columbia Británica . Hoy en día, los depósitos de lava basáltica son un atractivo para los turistas y forman parte del Parque Provincial Nisga'a Memorial Lava Beds .
Los volcanes del noroeste del Pacífico siguen siendo una zona geológicamente activa. Las erupciones volcánicas geológicamente más recientes incluyen:
El noroeste del Pacífico es sísmicamente activo. La placa de Juan de Fuca es capaz de producir megaterremotos de magnitud de momento 9: el último terremoto de este tipo fue el terremoto de Cascadia de 1700 , que produjo un tsunami en Japón, [5] y puede haber bloqueado temporalmente el río Columbia con el deslizamiento de Bonneville . [6] Más recientemente, en 2001, el terremoto de Nisqually (magnitud 6,8) golpeó a 16 km (10 mi) al noreste de Olympia, Washington , causando algunos daños estructurales y pánico.
Además, once volcanes en Canadá han tenido actividad sísmica desde 1975, incluidos: la Caldera Silverthrone , el macizo del Monte Meager , el campo volcánico Wells Gray-Clearwater , el Monte Garibaldi , el Monte Cayley , Castle Rock , The Volcano , el complejo volcánico del Monte Edziza , la montaña Hoodoo , Crow Lagoon y el Cono Nazko . [7]
La provincia de la meseta de Columbia está rodeada por una de las mayores acumulaciones de basalto del mundo. Más de 500.000 km2 ( 190.000 millas cuadradas) de la superficie de la Tierra están cubiertos por esta roca. La topografía aquí está dominada por flujos de lava geológicamente jóvenes que inundaron el campo a una velocidad asombrosa, todo ello en los últimos 17 millones de años. [8]
Más de 170.000 km3 ( 41.000 mi3) de lava basáltica, conocida como el Grupo Basáltico del Río Columbia , cubren la parte occidental de la provincia. Estos enormes flujos estallaron hace entre 17 y 6 millones de años. La mayor parte de la lava se derramó en los primeros 1,5 millones de años: un tiempo extraordinariamente corto para tal efusión de roca fundida. [8]
La llanura del río Snake se extiende por Oregón, el norte de Nevada, el sur de Idaho y termina en la meseta de Yellowstone en Wyoming. La suave topografía de esta provincia, que parece una gran cuchara excavada en la superficie de la Tierra, forma un sorprendente contraste con el sólido tejido montañoso que la rodea. [8]
La llanura del río Snake se encuentra en una depresión bien definida. En el extremo occidental, la base ha descendido siguiendo fallas normales , formando una estructura de fosa tectónica . Aunque hay fallas extensas en el extremo oriental, la estructura no es tan clara. [8]
Al igual que en la región del río Columbia, las erupciones volcánicas dominan la historia de la llanura del río Snake en la parte oriental de la provincia de la meseta de Columbia. Las primeras erupciones de la llanura del río Snake comenzaron hace unos 15 millones de años, justo cuando las tremendas erupciones tempranas del basalto del río Columbia estaban terminando. Pero la mayor parte de la roca volcánica de la llanura del río Snake tiene menos de unos pocos millones de años, es del Plioceno (hace entre 5 y 1,6 millones de años) o menos. [8]
En el oeste, los basaltos del río Columbia son precisamente eso: casi exclusivamente basalto negro . No así en la llanura del río Snake, donde erupciones relativamente tranquilas de coladas de lava de basalto negro se alternaban con tremendas erupciones explosivas de riolita , una roca volcánica de color claro. [8]
Los conos de ceniza salpican el paisaje de la llanura del río Snake. Algunos están alineados a lo largo de los respiraderos , las fisuras que alimentaron los flujos y las erupciones que formaron los conos. Las calderas, los grandes pozos formados por el vulcanismo explosivo, los volcanes en escudo bajos y las colinas de riolita también forman parte del paisaje aquí, pero muchos están oscurecidos por los flujos de lava posteriores. [8]
Hay indicios de que una fuente de calor concentrada está derritiendo rocas debajo de la provincia de la meseta de Columbia, en la base de la litosfera (la capa de corteza y manto superior que forma las placas tectónicas móviles de la Tierra). En un esfuerzo por averiguar por qué esta zona, alejada de un límite de placas, tuvo una efusión de lava tan enorme, los científicos establecieron fechas de endurecimiento para muchos de los flujos de lava individuales. Descubrieron que las rocas volcánicas más jóvenes estaban agrupadas cerca de la meseta de Yellowstone y que cuanto más al oeste iban, más antiguas eran las lavas. [8]
Aunque los científicos aún están reuniendo evidencias, una explicación probable es que un punto caliente , una columna extremadamente caliente de material del manto profundo, esté subiendo a la superficie debajo de la provincia de la meseta de Columbia. Los geólogos saben que debajo de Hawái e Islandia , se desarrolla una inestabilidad de temperatura (por razones aún no bien entendidas) en el límite entre el núcleo y el manto . El calor concentrado desencadena una columna de cientos de kilómetros de diámetro que asciende directamente a través de la superficie de la Tierra. [8]
Cuando la columna de agua caliente llega a la base de la litosfera , parte de la roca más ligera de la litosfera se derrite rápidamente. Es esta litosfera fundida la que se convierte en las lavas basálticas que brotan hacia la superficie para formar los basaltos del río Columbia y de la llanura del río Snake. [8]
La trayectoria de este punto caliente comienza en el oeste y se extiende hasta el Parque Nacional de Yellowstone . Las fumarolas humeantes y los géiseres explosivos son una prueba fehaciente de la concentración de calor debajo de la superficie. El punto caliente probablemente se encuentre bastante estacionario, pero la placa norteamericana se está moviendo sobre él, lo que crea un registro magnífico de la velocidad y la dirección del movimiento de las placas. [8]
Con el comienzo del Pleistoceno (hace aproximadamente un millón de años), las temperaturas más frías proporcionaron condiciones favorables para la creación de glaciares continentales . A lo largo de los siglos, a medida que las nevadas superaban el derretimiento y la evaporación, una gran acumulación de nieve cubrió parte del continente, formando extensos campos de hielo. Esta vasta capa de hielo continental alcanzó un espesor de unos 1200 m (4000 pies) en algunas áreas. La suficiente presión sobre el hielo hizo que fluyera hacia afuera como un glaciar. El glaciar se movió hacia el sur fuera de Canadá , represando ríos y creando lagos en Washington, Idaho y Montana. [9]
El hielo bloqueó el río Clark Fork , formando el enorme lago glacial Missoula . El lago medía unos 7700 km² ( 3000 millas cuadradas) y contenía unos 2100 km³ ( 500 millas cúbicas), la mitad del volumen del lago Michigan . [10]
El lago glacial Missoula rompió la presa de hielo muchas veces, lo que permitió que un enorme volumen de agua atravesara el norte de Idaho y llegara al este de Washington. [11] Estas catastróficas inundaciones atravesaron la meseta inclinada hacia el sur varias veces, grabando las cañadas que caracterizan a esta región, ahora conocidas como las escolleras acanaladas . [9]
A medida que las inundaciones en esta zona avanzaban hacia el sur, se formaron dos cascadas importantes a lo largo de su curso. La catarata más grande fue la del Grand Coulee superior , donde el río rugió sobre una cascada de 240 m (800 pies). El poder erosivo del agua arrancó pedazos de basalto del precipicio, lo que provocó que las cataratas retrocedieran 32 km (20 mi) y se autodestruyeran al atravesar el valle del río Columbia cerca de lo que ahora es la presa Grand Coulee . [9]
La otra catarata importante se conoce actualmente como Dry Falls . Comenzó cerca del lago Soap en el estado de Washington, donde las capas de basalto menos resistentes cedieron ante el gran poder erosivo de este tremendo torrente y se formaron cascadas. Al igual que en la parte superior de Grand Coulee, el río furioso arrancó trozos de roca de la cara de las cataratas y estas finalmente retrocedieron a su ubicación actual. Dry Falls tiene 5,6 km (3,5 mi) de ancho, con un desnivel de más de 120 m (400 ft). A modo de comparación, las cataratas del Niágara , de 1,6 km (1 mi) de ancho y un desnivel de solo 50 m (165 ft), quedarían eclipsadas por Dry Falls. [9]
La cordillera de las Cascadas del Norte en Washington es parte de la cordillera americana , una cadena montañosa que se extiende más de 19.000 km (12.000 mi) desde Tierra del Fuego hasta la península de Alaska , y es la segunda en altura después de la cadena alpina-himalaya. Aunque es solo una pequeña parte de la cordillera, kilómetro por kilómetro, la cordillera de las Cascadas del Norte es más empinada y húmeda que la mayoría de las demás cordilleras en los Estados Unidos contiguos. [12]
En geología, la cordillera tiene más en común con las cordilleras costeras de Columbia Británica y Alaska que con sus primos cordilleranos en las Montañas Rocosas o Sierra Nevada. Aunque los picos de las cascadas del norte no alcanzan grandes elevaciones (los picos más altos generalmente están en el rango de 2100 a 2400 m (7000 a 8000 pies), su relieve general, la distancia vertical relativamente ininterrumpida desde el fondo del valle hasta la cima de la montaña, es comúnmente de 1200 a 1800 m (4000 a 6000 pies). [12]
Las rocas de las Cascadas del Norte registran al menos 400 millones de años de historia. El registro de esta larga historia se puede leer en las muchas capas de roca depositadas a lo largo del tiempo a través de las fuerzas de la erosión, la actividad volcánica y la subducción de las placas. Estas diferentes fuerzas han formado un mosaico geológico formado por arcos de islas volcánicas , sedimentos oceánicos profundos, fondo oceánico basáltico , partes de viejos continentes, abanicos submarinos e incluso piezas del manto subcortical profundo de la Tierra. Las piezas dispares del mosaico de las Cascadas del Norte nacieron lejos unas de otras, pero posteriormente se juntaron, arrastradas por las placas tectónicas que forman la capa exterior de la Tierra o fueron elevadas , erosionadas por corrientes y luego enterradas localmente en sus propios escombros erosionados; otras piezas fueron forzadas a entrar profundamente en la Tierra para ser calentadas y exprimidas, casi hasta quedar irreconocibles, y luego levantadas de nuevo para poder verlas. [12] Con el tiempo, las placas en movimiento acabaron acumulando las distintas piezas del mosaico en el lado occidental de América del Norte. [12]
Hace unos 35 millones de años, un arco volcánico se extendió por este complejo mosaico de antiguos terrenos . Los volcanes entraron en erupción y cubrieron las rocas más antiguas con lava y ceniza. Grandes masas de roca fundida invadieron las rocas más antiguas desde abajo. El arco volcánico sigue activo hoy en día y decora el horizonte con los conos del monte Baker y el pico Glaciar . [12]
Los profundos cañones y picos afilados del paisaje actual de las North Cascades son producto de una profunda erosión. El agua corriente ha erosionado la veta de la cordillera, los desprendimientos de tierra han suavizado los bordes abruptos, los glaciares locales han erosionado los picos y los valles altos y, durante la Edad de Hielo , la capa de hielo cordillerana cubrió casi toda la cordillera y reorganizó los cursos de los arroyos. La erosión ha escrito y sigue escribiendo su propia historia en las montañas, pero también ha revelado el complejo mosaico del lecho rocoso. [12]
Las montañas de la costa son la cordillera occidental de la cordillera continental de América del Norte y cubren la región del Panhandle de Alaska y la mayor parte de la costa de Columbia Británica. La cordillera tiene aproximadamente 1600 km (1000 mi) de largo y 200 km (120 mi) de ancho.
La mayor parte de las Montañas Costeras están compuestas de granito , que es parte del Complejo Plutónico Costero . Este es el afloramiento de granito contiguo más grande del mundo, que se extiende aproximadamente 1.800 km (1.100 mi) de longitud. Es un gran complejo batolítico . Su formación está relacionada con la subducción de las placas tectónicas Kula y Farallón a lo largo del margen continental durante los períodos Jurásico a Eoceno . El complejo plutónico está construido sobre fragmentos inusuales de arcos de islas , mesetas oceánicas y conjuntos de márgenes continentales acretados entre los períodos Triásico y Cretácico . [13] Además, las áreas de Garibaldi , Meager , Cayley y Silverthrone son de origen volcánico reciente.
Las montañas de la costa están formadas por una única masa elevada. Durante el Plioceno , las montañas de la costa no existían y una penillanura plana se extendía hasta el mar. Esta masa se elevó durante el Mioceno . Ríos como el río Klinaklini y el río Homathko son anteriores a esta elevación y, debido a que la erosión se produce a un ritmo más rápido que la elevación, han seguido fluyendo hasta el día de hoy, directamente a través del eje de la cordillera. Las montañas que flanquean el río Homathko son las más altas de las montañas de la costa e incluyen el monte Waddington al oeste del río en la cordillera Waddington y el monte Queen Bess al este del río, adyacente al campo de hielo Homathko .
Las cordilleras del Pacífico, en el sudoeste de la Columbia Británica, son la subdivisión más meridional de las montañas costeras. Se han caracterizado por tasas de elevación rápidas durante los últimos 4 millones de años, a diferencia de las cascadas del norte, y han dado lugar a tasas de erosión relativamente altas.
Las Montañas Insulares en la costa de Columbia Británica aún no han emergido completamente sobre el nivel del mar , y la Isla de Vancouver y Haida Gwaii son solo las elevaciones más altas de la cordillera, que de hecho estuvo completamente expuesta durante la última edad de hielo cuando la plataforma continental en esta área era una amplia llanura costera . Aunque las Montañas Costeras se consideran comúnmente como la cordillera más occidental de la cordillera americana , las Montañas Insulares son la verdadera cordillera más occidental. [14] Durante la edad de hielo más reciente hace unos 18.000 años, el hielo encerró casi todas las montañas . Los glaciares que bajaron hasta el Océano Pacífico afilaron las caras de los valles y erosionaron sus fondos.
Las Montañas Insulares se formaron cuando un gran arco de islas , llamado Islas Insulares , chocó contra América del Norte durante el período Cretácico medio. Las montañas están hechas de turbidita y lavas almohadilladas a diferencia de los plutones del Complejo Plutónico Costero que forman las Montañas Costeras. Las Montañas Insulares tienen mucha actividad sísmica , con la placa de Juan de Fuca subduciendo en la zona de subducción de Cascadia y la placa del Pacífico deslizándose a lo largo de la falla de la Reina Carlota . Los grandes terremotos han provocado el colapso de montañas, deslizamientos de tierra y el desarrollo de fisuras . [15] Los basaltos de inundación en la isla de Vancouver forman una formación geológica llamada Formación Karmutsen , que es quizás la sección acretada más gruesa de una meseta oceánica en todo el mundo, exponiendo hasta 6000 m (20 000 pies) de complejos de sedimentos basales, lavas almohadilladas basálticas a picríticas, brechas almohadilladas y flujos de basalto gruesos y masivos.
Este artículo incorpora material de dominio público de la provincia volcánica de las Cascadas del Pacífico. Servicio Geológico de los Estados Unidos . Este artículo incorpora material de dominio público de la provincia volcánica de las Cascadas del Pacífico. Servicio Geológico de los Estados Unidos .{{cite web}}: CS1 maint: bot: estado de URL original desconocido ( enlace ){{cite web}}: CS1 maint: bot: estado de URL original desconocido ( enlace ) Este artículo incorpora material de dominio público de "Provincias geológicas de los Estados Unidos: provincia de la meseta de Columbia". USGS Geología en los parques . Servicio Geológico de los Estados Unidos . Archivado desde el original el 22 de septiembre de 2006. Este artículo incorpora material de dominio público de "Geología". Área de Recreación Nacional del Lago Roosevelt . Servicio de Parques Nacionales . Consultado el 23 de abril de 2007 . Este artículo incorpora material de dominio público de North Cascades Geology. United States Geological Survey . Archivado desde el original el 13 de enero de 2008. Consultado el 22 de abril de 2007 .