El Cinturón Volcánico de Garibaldi es una cadena volcánica con dirección noroeste-sudeste en las Cordilleras 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 Columbia Británica , Canadá. Forma el segmento más septentrional del Arco Volcánico de las Cascadas , que incluye el Monte Santa Helena 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. Las formas de relieve volcánico menos comunes incluyen conos de ceniza , tapones volcánicos , domos de lava y calderas . Estas formaciones diversas fueron creadas por diferentes estilos de actividad volcánica, incluidas las erupciones de Peléan y Plinian .
Las erupciones a lo largo de la cadena han creado al menos tres zonas volcánicas importantes. La primera comenzó en el campo de hielo de Powder Mountain hace 4,0 millones de años. El monte Cayley comenzó a formarse durante este período. Múltiples erupciones de hace 2,2 millones a 2.350 años crearon el macizo del monte Meager , y erupciones de hace 1,3 millones a 9.300 años formaron el monte Garibaldi y otros volcanes en el área del lago Garibaldi . Estas importantes 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, dos grandes complejos volcánicos poco estudiados se encuentran en el extremo norte de las cordilleras del Pacífico, a saber, la caldera Silverthrone y el complejo glaciar Franklin . Se considera que forman parte del cinturón volcánico de Garibaldi, pero sus relaciones tectónicas con otros volcanes de la cadena Garibaldi no están claras debido a los estudios mínimos. [7] [11]
Antes de la formación del Cinturón de Garibaldi, se formaron varios cinturones volcánicos más antiguos, pero relacionados, a lo largo de la costa sur de Columbia Británica. Esto incluye el Cinturón Volcánico de Alert Bay, con dirección 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 a formarse cuando la antigua placa Farallón se estaba subduciendo bajo la costa de Columbia Británica hace 29 millones de años durante la época del Oligoceno . En ese momento, la porción norte-central de la placa Farallón estaba empezando a subducirse bajo el estado de California (EE. UU.), dividiéndola en secciones norte y sur. Entre 18 y cinco millones de años atrás, durante el período Mioceno , el remanente norte de la placa Farallón se fracturó en dos placas tectónicas, conocidas como las placas Gorda y Juan de Fuca . Después de esta ruptura, la subducción de la placa 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 Cinturón de Alert Bay 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 de Garibaldi y no se han encontrado pruebas de vulcanismo más reciente en el Cinturón de Alert Bay, lo que indica que es probable que el vulcanismo en el Cinturón de Alert Bay esté extinto. [10]
El lecho rocoso bajo la cadena Garibaldi consiste en rocas graníticas y dioríticas del Complejo Plutónico de la Costa , que constituye gran parte de las Montañas Costeras. [12] [13] [14] Este es un gran complejo batolítico que se formó cuando las placas Farallón y Kula estaban subduciendo a lo largo del margen occidental de la placa norteamericana durante los períodos Jurásico y Terciario . Se encuentra sobre restos de arcos insulares , 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 de Garibaldi se formó como respuesta a la subducción en curso de la placa Juan de Fuca bajo la placa de Norteamérica 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 mi) de longitud que recorre 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 algo 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 Norteamérica 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 Norteamérica. Cuando la placa finalmente se desliza, los 500 años de energía almacenada se liberan en un megaterremoto. [16]
A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción en todo el mundo, no hay una fosa oceánica profunda presente en la batimetría del margen continental en Cascadia. [17] Esto se debe a que la desembocadura del río Columbia desemboca directamente en la zona de subducción y deposita limo en el fondo del océano Pacífico para enterrar la fosa oceánica. Las inundaciones masivas del prehistórico lago glacial Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron cantidades masivas de sedimentos en la fosa. [18] Sin embargo, al igual que otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente, de forma similar a un manantial 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 magnitud 9,0 de Cascadia 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 de la actividad volcánica en los últimos millones de años. La explicación probable se encuentra en la tasa de convergencia entre las placas Juan de Fuca y Norteamérica. Estas dos placas tectónicas convergen actualmente 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. [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 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. [19]
Se espera que transcurran miles de años de inactividad entre las grandes erupciones explosivas de los volcanes del Cinturón de Garibaldi. Una posible explicación de las menores tasas de vulcanismo en la cadena de Garibaldi es que el terreno asociado se está comprimiendo en contraste con las partes más meridionales del Arco de las Cascadas. En las zonas de rift continentales , el magma puede abrirse paso a través de la corteza terrestre rápidamente a lo largo de las fallas, lo que ofrece menos posibilidades de diferenciación. Es probable que este sea el caso al sur del Monte Hood hasta la frontera con California y al este-sureste del enorme volcán en escudo Newberry adyacente a la Cordillera de las Cascadas en el centro de Oregón, porque la Zona de Falla Brothers se encuentra en esta región. Esta zona de rift podría explicar las enormes cantidades de lava basáltica en esta parte del Arco de las Cascadas central. Una baja tasa de convergencia en un entorno de compresión con enormes cuerpos estacionarios de magma bajo la superficie podría explicar el bajo volumen y los magmas diferenciados en todo el Cinturón Volcánico de Garibaldi. En 1958, el vulcanólogo canadiense Bill Mathews propuso que podría haber una conexión entre la glaciación regional del continente norteamericano durante los períodos glaciares y mayores tasas de actividad volcánica durante la descarga glacial regional del continente. Sin embargo, esto es difícil de predecir debido al registro geológico poco frecuente en esta región. Pero hay datos específicos, incluida la agrupación temporal de erupciones singlaciales o simplemente postglaciales dentro del Cinturón de 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 flujo , domos de lava subglaciales y flujos de lava marginales al hielo . Las tuyas dominadas por flujo se diferencian de las tuyas basálticas típicas de toda la Columbia Británica en que están compuestas por montones de flujos de lava planos y carecen de hialoclastita y lava almohadillada . Se interpreta que se formaron como resultado de la intrusión de magma en un agujero vertical a través del hielo glacial adyacente y derritiéndolo 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 al 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 contiene el lago Garibaldi en el segmento sur, es el flujo de lava marginal al hielo mejor representado en el Cinturón de 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 lava-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 silícico derriten menos calidades de hielo y no es tan 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, lo que favorece que la lava se estanque dentro de valles dominados por hielo glaciar. Y si el edificio se erosiona, también podría cambiar la prominencia de los depósitos glaciovolcánicos fragmentarios. [8]
En el lado oriental de Howe Sound se encuentra la zona más meridional de actividad volcánica en la cadena Garibaldi. Esta zona, conocida como el centro volcánico de Watts Point , es un pequeño afloramiento de roca volcánica que es una parte de un volcán subglacial. El afloramiento cubre un área de aproximadamente 0,2 km2 ( 0,077 millas cuadradas) y un volumen eruptivo de aproximadamente 0,02 km3 ( 0,0048 millas cúbicas). La ubicación está densamente arbolada 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 del 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 km3 ( 1,6 mi3), está compuesto de lavas de dacita que entraron en erupción en los últimos 300.000 años. Se formó cuando el material volcánico entró en 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. Los deslizamientos de tierra sucesivos en los flancos de Garibaldi ocurrieron después de que el hielo glacial de la capa de hielo de la Cordillera se retirara. [10] El vulcanismo posterior hace unos 9.300 años produjo un flujo de lava de dacita de 15 km (9,3 mi) de largo desde el Cono de Ópalo en el flanco sureste de Garibaldi. Esto es inusualmente largo para un flujo de lava de dacita, que comúnmente viaja solo distancias cortas desde un respiradero volcánico debido a su alta viscosidad. [25] [26] El flujo de lava del Cono de Ópalo 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 altitud de 2.050 m (6.730 pies). Se formó durante tres períodos de actividad. La primera fase, hace 1,2 millones de años, formó un estratovolcán de andesita hornblenda en el suelo cubierto de deriva de una cuenca circular. Después de que se formó este estratovolcán, el vulcanismo se trasladó al oeste, donde se extruyeron una serie de flujos de lava de andesita-dacita y flujos piroclásticos durante un período de actividad de Pelé hace 300.000 años. Esto creó el cono de 2.050 m (6.730 pies) de altura del monte Price, que más tarde quedó enterrado bajo el hielo glacial. Antes de que el monte Price fuera cubierto por el hielo glacial, se produjo actividad volcánica en su flanco norte, donde hay un respiradero satélite. La actividad se renovó en el pico Clinker en el flanco occidental del monte Price hace 9.000 años. Esto produjo los flujos de lava andesítica de Rubble Creek y Clinker Ridge que se extienden 6 km (3,7 mi) al noroeste y suroeste. [10] [27] Después de que estos flujos viajaron 6 km (3,7 mi), fueron represados contra el hielo glacial para formar un flujo de lava marginal al hielo de más de 250 m (820 pies) de espesor conocido como La Barrera. [10]
El Cinder Cone , en la costa norte del lago Garibaldi, es un cono de ceniza parcialmente engullido por el glaciar Helmet. Está formado por ceniza volcánica, lapilli y segmentos dispersos de bombas de lava y de rocas viscosas que elevan la prominencia del cono hasta los 500 m (1600 pies). Su grado mínimo de erosión indica que podría haber entrado en erupción en los últimos 1000 años. [28] Hace unos 11 000 años, el Cinder Cone emitió una serie de flujos de andesita basáltica que se adentraron en un profundo valle en forma de U con dirección norte en el flanco oriental de The Black Tusk . El vulcanismo posterior produjo otra secuencia de flujos de lava basáltica hace 4000 años que fluyó en el mismo valle glaciar. [10]
El Black Tusk, un pináculo negro de roca volcánica en la costa noroeste del lago Garibaldi, es el remanente erosionado por los glaciares de un volcán mucho más grande que se formó durante dos períodos de actividad volcánica. El primero, hace entre 1,1 y 1,3 millones de años, hizo erupción de coladas de lava y tobas de andesita hornblenda. Estas formaciones volcánicas componen las 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 edificio accidentado de The Black Tusk. Después de que el cono se erosionara, hace entre 0,17 y 0,21 millones de años se produjeron una serie de coladas de lava de andesita hiperstena que terminan en coladas de lava adyacentes marginales de hielo que forman acantilados de 100 m (330 pies). Esta fase eruptiva también produjo un domo de lava que comprende el pináculo actual de 2316 m (7598 pies) de altura. En consecuencia, la capa de hielo regional del Pleistoceno tardío excavó un profundo valle en forma de U con dirección norte en el flanco oriental del cono de segunda etapa. Aquí, los flujos de lava posteriores del Cono de Cenizas llenaron el valle. [10]
Inmediatamente al sureste del monte Cayley se encuentra el monte Fee , un volcán muy erosionado que contiene una cresta que se extiende de norte a sur. Es una de las características volcánicas más antiguas de la cadena central de Garibaldi. Sus volcanes no están datados, pero su gran cantidad de disección y evidencia de hielo glacial que cubre el volcán indica que se formó hace más de 75.000 años antes de la glaciación de Wisconsin . Por lo tanto, el vulcanismo en el monte 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 . Esto 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 estallaron desde un respiradero volcánico y se movieron por los flancos durante la construcción de un gran volcán. Tras una extensa disección, el vulcanismo renovado produjo una serie viscosa de flujos de lava que formaron su límite norte, angosto, 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 introdujo a través de volcanes más antiguos depositados durante los eventos volcánicos anteriores de Fee. Este evento volcánico también fue seguido por un período de erosión y probablemente uno o más períodos glaciares. La extensa erosión que siguió al último evento volcánico en el monte Fee ha creado la accidentada cresta con tendencia norte-sur que actualmente forma un hito destacado. [29]
Ember Ridge, una cordillera volcánica situada entre el pico Tricouni y el monte Fee, está formada por al menos ocho domos de lava compuestos de andesita. Es probable que se hayan formado hace entre 25.000 y 10.000 años, cuando la lava entró en 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, 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 que erupciona aprovechando 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 una cordillera 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 del Monte Cayley. El pequeño tamaño de las juntas columnares indica que la lava erupcionada se enfrió inmediatamente y se encuentran principalmente en la cima del domo. [30] Ember Ridge Northeast, el domo subglacial más pequeño de Ember Ridge, comprende un flujo de lava que tiene un espesor de no más de 40 m (130 pies). [31] Ember Ridge Northwest, el domo 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, que 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. [33] 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. [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 en el Cinturón Garibaldi central. 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 un domo de lava significativo. Este 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 el Monte Cayley, entraron en erupción flujos de lava, tefra y escombros de dacita soldados. [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 larga disección de un período prolongado de erosión demolió gran parte del estratovolcán original. [10] La actividad volcánica después de este período prolongado de erosión produjo espesos flujos de lava dacítica de respiraderos parásitos hace 300.000 años que se extendieron hacia los valles de 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 glaciar que cubre gran parte del campo volcánico del monte Cayley. Gran parte de los flujos de lava forman una topografía suave en las elevaciones altas, pero terminan en acantilados verticales finamente unidos en las elevaciones bajas. La primera actividad volcánica probablemente ocurrió hace unos 25.000 años, pero también podría ser significativamente más antigua. La actividad volcánica más reciente produjo una serie de flujos de lava que entraron en erupción cuando el área de ventilación no estaba cubierta por hielo glaciar. Sin embargo, los flujos muestran evidencia de interacción con hielo glaciar en sus unidades inferiores. Esto indica que las lavas entraron en erupción hace unos 10.000 años durante las etapas finales de la glaciación Fraser. Los flujos de lava marginales al 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 hielo glacial. Al menos tres erupciones han ocurrido en Pali Dome East. Se desconoce la edad de la primera erupción volcánica, pero podría 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 hielo glacial. Sin embargo, el flujo muestra evidencia de interacción con hielo glacial en su unidad inferior. Esto indica que las lavas entraron en erupción durante las etapas finales de la glaciación Fraser. La tercera y más reciente erupción produjo otro flujo de lava que entró en erupción en gran parte sobre hielo glacial, pero probablemente estaba limitado en su margen norte por un pequeño glaciar. A diferencia del flujo de lava que entró en erupción durante la segunda erupción, este flujo de lava no estaba estancado 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]
El domo Cauldron , 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 el domo Pali, está compuesto por dos unidades geológicas. El domo Cauldron superior 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 zona todavía estaba influenciada por el hielo glacial de la glaciación Fraser. El domo Cauldron inferior, la unidad más joven que comprende todo el volcán subglacial del domo Cauldron, 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). Estos volcanes se extruyeron hace unos 10.000 años durante las etapas finales de la glaciación Fraser desde un respiradero adyacente al domo superior Cauldron que actualmente está enterrado bajo el hielo glacial. [39]
En la parte norte del campo volcánico del Monte Cayley se encuentra un volcán subglacial llamado Slag Hill . Al menos dos unidades geológicas componen el edificio. Slag Hill propiamente dicho 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. [5] La tuya dominada por el flujo de Slag Hill a 900 m (3000 pies) al noreste de Slag Hill propiamente dicho 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 propiamente dicho, 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. [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 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 actual, y que el flujo de lava se extienda más allá de la región en la que existía 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 km3 ( 4,8 mi3) 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 glaciada, así como un cráter volcánico claramente definido con una cúpula de lava colocada en su interior. [42] [43] Al menos ocho respiraderos volcánicos componen el complejo y han sido las fuentes 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 similar en carácter a la erupción de 1980 del Monte St. Helens y la erupción continua de Soufrière Hills en la isla de Montserrat . [43] [45] [46] Esta es la erupción explosiva del Holoceno registrada más grande en Canadá, originada en un respiradero volcánico en el flanco noreste de Plinth Peak . [43] Fue de naturaleza pliniana, enviando una columna de erupción de al menos 20 km (12 mi) de altura a la estratosfera . [44] A medida que los vientos predominantes llevaron la ceniza de la columna hacia el este, se depositó en Columbia Británica y Alberta . [47] Los flujos piroclásticos posteriores se enviaron por los flancos del pico Plinth durante 7 km (4,3 mi) y luego fueron sucedidos por la erupción de un flujo de lava que lo demolió muchas veces. Esto creó escombros aglutinados gruesos que bloquearon con éxito el río Lillooet adyacente para formar un lago. Posteriormente, la presa de brecha se derrumbó para producir una inundación catastrófica que depositó rocas del tamaño de una casa a más de 1 km (0,62 mi) río abajo. Después de que tuvo lugar la inundación, estalló 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 BP, y la erosión del arroyo posterior ha atravesado este flujo de lava para formar una cascada. [44]
Un grupo de pequeños volcanes en la parte superior del río Bridge , conocido como los Conos del río Bridge , incluye estratovolcanes, tapones volcánicos y flujos de lava. Estos volcanes son diferentes a otros en todo el Cinturón Volcánico de Garibaldi en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas con composiciones máficas, que incluyen basalto alcalino y hawaiita . Las diferentes composiciones de magma podrían estar relacionadas con un menor grado de fusión parcial en el manto de la Tierra o 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 glaciada descubierta está sembrada de erráticos glaciares. Sus enormes columnas de roca nivelada se construyeron dentro del respiradero volcánico principal de un estratovolcán que desde entonces se ha reducido por la erosión. Al sureste, el complejo volcánico del glaciar Salal se formó hace entre 970.000 y 590.000 años. Está formado por tefra subaérea y delgados depósitos de flujo de lava que están rodeados por flujos de lava estancados en hielo de 100 m (330 pies) de espesor. Estos flujos de lava marginales al hielo se crearon cuando la lava se estancó 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 brotaron de Tuber Hill, interactuaron con los glaciares que llenaban los valles en su flanco sur y produjeron un lago de agua de deshielo glacial. 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 almohadilladas. 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 encuentran sobre till del último período glaciar. Se desconoce la edad de estos flujos de lava que llenaron los valles, pero la presencia de till glaciar no consolidado debajo de los flujos sugiere que tienen menos de 1500 años. [10]
Al noroeste, el complejo glaciar Franklin es un conjunto de lecho rocoso volcánico que abarca un área de 20 km (12 mi) de largo y 6 km (3,7 mi) de ancho. Tiene una elevación de más de 2000 m (6600 pies) y está destruido en gran parte 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 de hornblenda asociados con tobas que alcanzan los 450 m (1480 pies) de espesor. El complejo es poco conocido debido a los 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 separado por aproximadamente 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 de Garibaldi no se había movido a su ubicación actual, sino que se estaba volviendo más restringida aéreamente dentro de una gran banda al este y al oeste. [11] [20] Durante este período, la actividad volcánica en el Cinturón de Garibaldi y otras partes del Arco de las Cascadas del norte tuvo lugar principalmente en el Complejo Glaciar Franklin y en el Cinturón Intermontano más al este. [20] Cuando el Cinturón de Garibaldi se movió a su ubicación actual hace cinco millones de años, otro evento volcánico ocurrió 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]
La caldera Silverthrone es el complejo de calderas más grande y mejor conservado de los dos en la cadena norte de Garibaldi, el otro es el complejo glaciar Franklin a 55 km (34 mi) al este-sureste. [7] [20] La caldera tiene un diámetro de 20 km (12 mi) 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 los 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 3000 m (9800 pies) de elevación. Silverthrone es significativamente más joven que el complejo glaciar Franklin al este-sureste y sus volcanes probablemente tengan edades comparables a otros volcanes a lo largo de la cadena Garibaldi. Los volcanes más antiguos del complejo de la caldera Silverthrone están compuestos por brechas volcánicas, algunas de las cuales se fusionaron entre sí por el intenso calor volcánico de cuando los depósitos entraron en erupción por primera vez. Después de que se depositaran estos volcanes, una serie de flujos de lava de dacita, andesita y riolita entraron en 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 de antigüedad. La actividad volcánica más reciente produjo una serie de flujos de lava de andesita y andesita basáltica por el arroyo Pashleth y los valles de los ríos Machmell y Kingcome . El flujo de lava que se extiende desde cerca del arroyo Pashleth hasta el valle del río Machmell tiene más de 25 km (16 mi) 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, incluyendo 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 aún contienen cámaras de magma activas, lo que indica que es probable que algunos volcanes del Cinturón de Garibaldi estén activos, con peligros potenciales significativos. [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 fuentes termales adyacentes al valle del río Lillooet, como las fuentes de Harrison , Sloquet, Clear Creek y Skookumchuck, se encuentren cerca de áreas con actividad volcánica reciente. En cambio, muchas se encuentran cerca de intrusiones de entre 16 y 26 millones de años que se interpretan como las raíces de volcanes muy erosionados. Estos volcanes formaron parte del Arco Volcánico de las Cascadas 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 fuentes termales con el Cinturón de Garibaldi no está clara. Sin embargo, se sabe que existen algunas fuentes termales en áreas que han experimentado una actividad volcánica relativamente reciente. [50] Existen alrededor de cinco fuentes termales en valles cerca del Monte Cayley y dos pequeños grupos de fuentes termales están presentes en el macizo del Monte Meager. [36] [44] Las fuentes del macizo de Meager podrían ser evidencia de una cámara de magma poco profunda debajo de la superficie. No se sabe de la existencia de fuentes termales en el monte Garibaldi como las que se encuentran en el monte Meager y el monte Cayley, aunque hay evidencia de un flujo de calor anormalmente alto en las cercanas Table Meadows y otros lugares. El agua anormalmente cálida adyacente a Britannia Beach podría ser una actividad geotérmica vinculada a la zona volcánica de Watts Point. [50]
La gente ha utilizado los recursos del Cinturón Volcánico Garibaldi y sus alrededores durante siglos. La Nación Squamish recolectaba obsidiana para fabricar cuchillos, cinceles, azuelas y otras herramientas afiladas en tiempos anteriores al contacto. Este material aparece en sitios que datan de hace 10.000 años hasta períodos de tiempo protohistóricos . La fuente de este material se encuentra en las partes altas del terreno montañoso que rodea el Monte Garibaldi. En Opal Cone, la lava del flujo de Ring Creek se calentaba normalmente para cocinar alimentos porque su textura similar a la piedra pómez es capaz de mantener el calor. Además, no se rompía después de ser utilizada durante un largo período de tiempo. [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 2.000 m (6.600 pies) de largo y 1.000 m (3.300 pies) de ancho con un espesor de aproximadamente 300 m (980 pies). El depósito fue alquilado por primera vez por J. MacIsaac, quien murió a fines de la década de 1970. A mediados de la década de 1970, el segundo arrendatario, WH Willes, investigó y extrajo la piedra pómez. Fue triturada, removida y almacenada cerca del pueblo de Pemberton . Más tarde, el puente que se usaba para acceder al depósito de piedra pómez fue arrastrado por el agua. Las operaciones mineras se reanudaron en 1988 cuando LB Bustin hizo una apuesta por el depósito. En 1990, DR Carefoot compró el afloramiento de piedra pómez a los propietarios B. Chore y M. Beaupre. En un programa realizado entre 1991 y 1992, los trabajadores evaluaron el yacimiento por sus propiedades como material de construcción, absorbente de petróleo y lavado de piedra . En 1998, Great Pacific Pumice Incorporation extrajo alrededor de 7.500 m3 ( 260.000 pies cúbicos) de piedra pómez. [52]
Las fuentes termales asociadas con Meager y Cayley han convertido a estos dos volcanes en objetivos para 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 exploraciones geotérmicas en el macizo de Mount Meager desde fines de la década de 1970. Se han calculado temperaturas de fondo de pozo 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, como otras ubicadas en la zona, se considera sagrada ya que juega un papel importante en su historia . En su historia oral , transmitieron una historia de la inundación que cubrió la tierra. Durante este tiempo, solo dos montañas alcanzaron su punto máximo sobre el agua, y Garibaldi fue una de ellas. Fue aquí donde los sobrevivientes restantes de la inundación ataron 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 Pájaro del Trueno". [54] El pájaro del trueno es una criatura legendaria en la historia y la cultura de los pueblos indígenas de América del Norte . Se dice que las rocas que forman el Colmillo Negro y el Monte Cayley se quemaron hasta quedar negras por los relámpagos del pájaro del trueno. [54]
Varias características volcánicas en el Cinturón de Garibaldi están protegidas por parques provinciales . El Parque Provincial Garibaldi en el extremo sur de la cadena fue establecido en 1927 para proteger la abundante historia geológica, las montañas glaciares y otros recursos naturales de la región. [55] Recibió su nombre del estratovolcán de 2678 m (8786 pies) Monte Garibaldi, que a su vez recibió su nombre del líder militar y político 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 de dos topógrafos llamados Jack Nelson y Bob Mollison. [58]
Al igual que otras zonas volcánicas de Canadá, el Cinturón Volcánico Garibaldi no es monitoreado con suficiente atención por el Servicio Geológico de Canadá para determinar cuán 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 y 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 sudoeste altamente poblada de la Columbia Británica. [9] A diferencia del Arco de las Cascadas central, la actividad volcánica renovada en el Cinturón de 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 erupcionado en el Cinturón de Garibaldi ha sido menos del 10% del de los estados de California y Oregón en EE. UU. y alrededor del 20% del del estado de Washington en EE. UU. [42] Como resultado, el riesgo de erupciones en toda esta parte del Arco de las Cascadas es menor. Los volcanes individuales y los campos volcánicos permanecen inactivos durante un largo período de tiempo y es posible que ciertos respiraderos nunca vuelvan a entrar en erupción. Sin embargo, ha tenido lugar una actividad volcánica considerable en el pasado geológicamente reciente, en particular la erupción explosiva que ocurrió en el macizo del Monte Meager hace 2350 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 de Garibaldi están tranquilos, se presume que están muertos pero aún no completamente fríos. Pero el estallido de Meager Mountain hace 2.500 años plantea la pregunta: '¿Podría volver a ocurrir?' ¿La erupción explosiva de Meager Mountain fue el último suspiro del Cinturón Volcánico de Garibaldi o solo el evento más reciente en su vida actual? La respuesta corta es que nadie lo sabe con certeza... Así que, por si acaso, a veces hago una comprobación rápida de los antiguos puntos calientes cuando me bajo de Peak Chair..." [60] Imágenes sísmicas recientes de los empleados del Servicio Geológico de Canadá respaldaron los estudios de litosonda en la región del Monte Cayley en los que los científicos encontraron un gran reflector que se interpretó como un charco de roca fundida aproximadamente a 15 km (9,3 mi) por debajo de la superficie. La existencia de fuentes termales en el macizo del monte Meager y el monte Cayley indica que el calor magmático aún está presente debajo o cerca de estos volcanes. Esta larga historia de actividad volcánica a lo largo de un límite de placas aún activo indica que las erupciones volcánicas en el Cinturón de Garibaldi no han terminado y que persisten los riesgos de erupciones futuras. [20]
La mayor amenaza de los volcanes en la cadena Garibaldi probablemente se deba a la tefra liberada durante erupciones explosivas. [20] El macizo del monte Meager en particular plantea una importante amenaza de larga distancia para las comunidades del sur de Columbia Británica y Alberta debido a su historia explosiva. [44] Se estima que han ocurrido más de 200 erupciones en todo el Arco Volcánico de las Cascadas en los últimos 12.000 años, muchas de ellas en los Estados Unidos. Muchas erupciones en el oeste de los Estados Unidos han enviado grandes cantidades de tefra al sur de Columbia Británica. Sin embargo, todas las ciudades principales en el suroeste de Columbia Británica con poblaciones de más de 100.000 habitantes están ubicadas al oeste del Cinturón Volcánico de 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 Lower Mainland , 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. Se pueden esperar cantidades menores de ceniza volcánica con mayor frecuencia. Durante la erupción del Monte Santa Helena en 1980, se depositó 1 mm (0,039 pulgadas) de tefra desde el sureste de Columbia Británica hasta Manitoba . [20]
Aunque todas las ciudades importantes del suroeste de la Columbia Británica se encuentran al oeste de la cadena Garibaldi, se espera que las futuras erupciones del Monte Garibaldi tengan impactos significativos en los municipios adyacentes de Squamish y Whistler . Una columna de erupción liberada durante la actividad de Peléan descargaría grandes cantidades de tefra que pondrían en peligro las aeronaves. La tefra también puede derretir las grandes capas de hielo glacial al este de Garibaldi y causar inundaciones. Esto podría poner en peligro más tarde los suministros de agua del lago Pitt y las pesquerías 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 la Columbia Británica. El reservorio de agua para el área de drenaje del Gran Vancouver está al sur del Monte Garibaldi. [27]
Varios deslizamientos de tierra y lahares han ocurrido a lo largo del Cinturón de Garibaldi. En el macizo del Monte Meager, se han producido deslizamientos de tierra considerables desde Pylon Peak y Devastator Peak en los últimos 10.000 años que han llegado a más de 10 km (6,2 mi) río abajo en el valle del río Lillooet. Al menos dos deslizamientos de tierra importantes desde el flanco sur de Pylon Peak hace 8.700 y 4.400 años arrojaron escombros volcánicos al valle adyacente de Meager Creek . [61] Más recientemente, un gran deslizamiento de tierra del glaciar Devastation sepultó y mató a un grupo de cuatro geólogos el 22 de julio de 1975. [62] El volumen estimado de este deslizamiento de tierra es de 13.000.000 m 3 (460.000.000 pies cúbicos). [63] Un deslizamiento de tierra tan grande como el más grande de Meager en todo el Holoceno probablemente produciría un lahar que devastaría la mayor parte de la vegetación en el valle del río Lillooet. Si tal evento ocurriera sin que fuera identificado por las autoridades que enviarían una advertencia pública, mataría a cientos o incluso miles de residentes. Debido a esto, los programas informáticos podrían identificar la información que se aproxima y activar un aviso automático cuando se identifique un lahar grande. Un sistema similar para identificar tales lahares existe en el Monte Rainier en el estado de Washington, EE. UU. [45]
En el flanco occidental del monte Cayley se han producido grandes deslizamientos de tierra, incluida una importante avalancha de escombros hace unos 4.800 años que arrojó una extensión de 8 km2 ( 3,1 millas cuadradas) de material volcánico al 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 una serie de deslizamientos de tierra y flujos de escombros en el monte Cayley en los últimos 10.000 años podrían haber sido causados por la actividad volcánica. [20] Desde el deslizamiento de tierra de 4.800 AP, se han producido varios deslizamientos de tierra menores en él. [64] En 1968 y 1983 se produjeron una serie de deslizamientos de tierra que causaron daños considerables a los caminos madereros y a las masas forestales, pero no provocaron víctimas. [65]
La amenaza de los flujos de lava en el Cinturón de Garibaldi es menor a menos que una erupción tenga lugar en invierno o debajo o adyacente a áreas de hielo glacial, como los 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 un respiradero volcánico que está expulsando lava basáltica, podría crear una erupción explosiva masiva. Estas explosiones son generalmente más extremas que las que se producen durante las erupciones basálticas normales. Por lo tanto, la existencia de agua, nieve o hielo glacial en un respiradero volcánico aumentaría el riesgo de que una erupción tenga un gran impacto en la región circundante. Las erupciones subglaciales también han causado inundaciones catastróficas por desbordamiento de glaciares. [20]
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