El Cinturón Volcánico de Anahim ( AVB ) es una cadena de volcanes y formaciones magmáticas relacionadas con dirección oeste-este en Columbia Británica , Canadá. Se extiende desde la isla Athlone en la Costa Central , hacia el este a través de las Montañas Costeras fuertemente elevadas y profundamente disecadas hasta cerca de la comunidad de Nazko en la Meseta Interior . El AVB está delineado como tres segmentos de oeste a este que difieren en edad y estructura. Una amplia variedad de rocas ígneas con diferentes composiciones se encuentran a lo largo de estos segmentos, que comprenden accidentes geográficos como conos volcánicos , tapones volcánicos , domos de lava , volcanes escudo e intrusiones .
La actividad volcánica se ha producido repetidamente en el AVB durante los últimos 15 millones de años, durante los cuales tuvieron lugar tres grandes episodios magmáticos hace 15-13, 9-6 y 3-1 millones de años. Estos grandes episodios magmáticos están representados por plutones , enjambres de diques , campos volcánicos y grandes volcanes en escudo. La actividad volcánica en el último millón de años ha sido relativamente menor y localizada, habiendo producido pequeños flujos de lava y conos. El último período eruptivo tuvo lugar en el extremo más oriental del cinturón volcánico hace 7.200 años, y se han producido terremotos inducidos por magma tan recientemente como en 2007-2008.
La AVB es una de las seis provincias volcánicas de la Columbia Británica que se formaron durante el período Neógeno - Cuaternario . Está formada principalmente por rocas alcalinas a peralcalinas que van desde fonolitas y riolitas sobresaturadas y altamente evolucionadas hasta lavas más subsaturadas . Varios centros de AVB se superponen a basaltos de inundación del Mioceno del Grupo Chilcotin , que a su vez se superponen a rocas del Devónico al Jurásico del terreno del arco volcánico de Stikinia . En algunos lugares, las lavas de AVB se fusionan imperceptiblemente con los basaltos del Grupo Chilcotin , ya que las dos zonas volcánicas estuvieron activas simultáneamente desde el Neógeno hasta el Cuaternario. [1]
Este cinturón volcánico de dirección oeste-este tiene unos 330 km (210 mi) de largo, y se extiende desde la Costa Central a través de las Montañas Costeras hasta cerca de la comunidad de Nazko en la Meseta Interior. [1] [2] [3] [4] Su orientación es única entre las provincias volcánicas del Neógeno-Cuaternario de la Columbia Británica, ya que es perpendicular a los principales elementos geomorfológicos , estructurales y tectónicos de la Cordillera Canadiense . [1] Tres segmentos comprenden el AVB: el segmento occidental, que se ha reducido a restos de brecha eruptiva , plutones de alto nivel y enjambres de diques; el segmento central, que consiste predominantemente en volcanes en escudo; y el segmento oriental, que consiste en varios conos de ceniza pequeños y es la ubicación de toda la actividad volcánica moderna. [1] [5] [6]
Se han propuesto varios modelos tectónicos para explicar el origen del AVB. Estos incluyen rifting , un punto caliente del manto , un efecto de borde de placa o ventana de losa que conduce al ascenso del magma a lo largo del borde norte de la placa de Juan de Fuca , o una grieta que se propaga controlada por campos de tensión relacionados con la tectónica de placas a gran escala del oeste de América del Norte . [1] El modelo tectónico generalmente preferido es un punto caliente del manto a medida que el AVB disminuye en edad de oeste a este, una tendencia que es consistente con el movimiento hacia el oeste de América del Norte a una velocidad de aproximadamente 2,5 cm (0,98 pulgadas) por año. También se observan diferencias químicas entre los basaltos más antiguos (occidentales) y los más jóvenes (orientales). Los basaltos más jóvenes son lavas alcalinas subsaturadas y se clasifican como basanita , lo que sugiere una zona de fuente de magma más profunda en el área de Nazko en comparación con el resto del AVB. [7]
Los enjambres de diques Bella Bella y Gale Passage en la costa central de Columbia Británica forman la extensión más occidental de la AVB. Ambos tienen más de 10 km (6,2 mi) de ancho, con diques individuales que miden hasta 20 m (66 pies) de espesor. [5] Ambos enjambres alcanzan edades K-Ar de 12,5 a 14,5 millones de años y consisten en un conjunto bimodal de basalto, traquita y comendita . [5] [8] Los diques basálticos y comenditicos son los más abundantes, distribuidos en proporciones aproximadamente iguales. Cerca del centro de cada enjambre de diques hay restos erosivos de brecha de riolita con flujos de riolita de ocurrencia local que comprenden la Formación Bella Bella. Las brechas contienen un alto contenido de clastos de basamento gruesos , lo que indica que son producto de vulcanismo explosivo . Las riolitas asociadas con el enjambre de diques Bella Bella se distribuyen en la isla Denny, mientras que las riolitas que pertenecen al enjambre de diques Gale Passage se encuentran en los extremos norte de la isla Athlone y la isla Dufferin . [5]
Expuesto en acantilados de 1.000 m (3.300 pies) de altura a lo largo de los canales Dean y Burke se encuentra el plutón de la isla King . Esta intrusión de tendencia oriental tiene una longitud de más de 20 km (12 mi) y una anchura de 2,5 km (1,6 mi), y corta a través de la tendencia estructural predominantemente noroeste del Complejo Plutónico Costero . Dos fases distintas de magmatismo crearon el plutón de la isla King hace entre 10,3 y 13 millones de años. La primera y principal fase formó el núcleo del plutón que comprende sienita de grano grueso . Estas rocas forman la mayoría de las exposiciones del plutón a nivel del mar . La segunda fase resultó en la creación de una zona marginal de granito alcalino en el extremo occidental del plutón de la isla King, así como de existencias satélite al oeste del plutón principal. [5]
Tres grandes volcanes escudo y dos campos volcánicos localmente extensos forman el AVB central. [1] [5] Son químicamente bimodales, y consisten principalmente en lavas máficas y félsicas, y casi no se han verificado lavas intermedias . Los volcanes escudo comparten una evolución similar, ya que se formaron en una etapa temprana de vulcanismo félsico predominantemente voluminoso y una etapa tardía de vulcanismo máfico relativamente menor. Aunque las lavas félsicas producidas durante la etapa evolutiva temprana tenían un alto contenido de sílice , permanecieron lo suficientemente fluidas como para formar escudos félsicos. [1]
Los campos volcánicos están compuestos por lavas que van desde basanitas y traquibasaltos hasta traquitas y fonolitas evolucionadas. Comprenden varios volcanes pequeños que tienen forma de conos, domos y tapones, la mayoría de los cuales probablemente experimentaron actividad episódica y de corta duración. En contraste, las pocas estructuras más grandes en cada campo volcánico experimentaron múltiples eventos eruptivos durante un período de tiempo más largo. Ambos campos estuvieron activos contemporáneamente durante gran parte del Pleistoceno . [1]
La Cordillera Arcoíris es un volcán escudo moderadamente diseccionado de 30 km (19 mi) de diámetro que estuvo activo hace 8,7 a 6,7 millones de años. [4] [9] Cuatro episodios volcánicos caracterizados por flujos de lava alcalina y peralcalina altamente fluidos crearon un conjunto de 845 m (2772 pies) de espesor expuesto en el flanco norte. Una secuencia basal de flujos de traquita comenditica se superpone de manera discordante por flujos y brechas de flujo de mugearita que a su vez se superponen por una secuencia de 40 a 60 m (130 a 200 pies) de espesor de flujos de comendita articulados en columna . El vulcanismo en etapa tardía resultó en la creación de diques de hawaiita dispersos , tapones y flujos de recubrimiento menores sobre el flanco norte. [4] Acompañando el flanco noreste se encuentra el pico Anahim , un tapón de traquita rodeado por una pila de flujos de hawaiita que son de cuatro a ocho veces más gruesos que los de la Cordillera Arcoíris. [4] [9] Los espesores anormales de los flujos de hawaiita del pico Anahim, junto con una masa fundamental de grano significativamente más grueso y un mayor porcentaje de fenocristales que las porciones superiores de los flujos, sugieren que se estancaron durante la erupción, posiblemente como lagos de lava dentro de un antiguo cono de ceniza . [9]
Al este se encuentra la cordillera Ilgachuz , un volcán en escudo ligeramente más pequeño y menos profundamente diseccionado que se formó hace entre 6,1 y 4,0 millones de años. [5] Su estructura casi circular y de suave pendiente, de 25 km (16 mi) de diámetro, consta de cuatro conjuntos que se depositaron en seis episodios principales de actividad. [5] [10] El conjunto en escudo inferior representa las rocas expuestas más antiguas de la cordillera Ilgachuz. Comprende brechas piroclásticas , domos y flujos de lava de riolita alcalina que han sido alterados hidrotermalmente . El conjunto en escudo superior suprayacente, que forma la mayor parte de la cordillera Ilgachuz, abarca una serie de flujos y domos de comendita y pantellerita que están intercalados con flujos de basalto alcalino y hawaiita. La formación del escudo fue seguida por el colapso de una pequeña caldera central en la que se depositó el conjunto intracaldera. Este conjunto consiste en una secuencia de tobas de 150 m (490 pies) de espesor que se encuentran recubiertas por una única unidad de enfriamiento de traquita encharcada de más de 165 m (541 pies) de espesor. [5] El conjunto postcaldera comprende flujos de basalto alcalino y hawaiíta que surgieron de los respiraderos de los flancos y de unos pocos respiraderos pequeños dentro de la caldera central. Estas son las lavas más jóvenes de la cordillera de Ilgachuz. [4]
La cordillera Itcha es la más oriental y la más joven de los tres volcanes escudo AVB, habiéndose formado entre 3,8 y 0,8 millones de años atrás. [4] Con un diámetro de 15 km (9,3 mi), la cordillera Itcha es también el escudo AVB más pequeño. [4] [6] Su estructura es única entre los escudos AVB en que consiste en pequeñas unidades volcánicas coalescentes en lugar de una pila volcánica estratiforme . La unidad basal comprende una serie de flujos de traquita afírica y domos con riolita en bandas de flujo menores , tobas riolíticas y flujos delgados de hawaiita. Esta unidad está cubierta por una secuencia de traquitas porfídicas de feldespato alcalino que se presentan como depósitos piroclásticos, así como pequeños flujos de lava y domos. Estas traquitas están recubiertas e intruidas por cuarzo porfídico de feldespato alcalino- traquítico y tapones traquíticos, flujos de lava, flujos piroclásticos, flujos de escombros y diques en el medio del escudo. La unidad formadora del escudo más alta consiste en flujos de traquita megacristalina que se distribuyen por toda la parte occidental de la cordillera Itcha. La formación del escudo fue seguida por la erupción de basanitas, basaltos alcalinos y hawaiitas a partir de pequeños conos de ceniza, anillos de toba y fisuras en la mitad oriental del escudo. [6]
El campo volcánico de la montaña Satah es una región lineal de conos y domos que se extiende 50 km (31 mi) al sur desde la cordillera Itcha hasta justo al norte del lago Chantslar. El vulcanismo a lo largo de toda la longitud del campo volcánico hace entre 2,5 y 1,4 millones de años se caracterizaba por la erupción de volúmenes generalmente pequeños de magma que estallaban en diversos momentos y en diversos lugares. Las tasas de erupción eran lo suficientemente altas como para construir una cresta con tendencia norte-sur sobre la que se encuentran la mayoría de los volcanes. Esta característica alargada, conocida como cresta Satah, se eleva por encima de la superficie de la meseta circundante con una prominencia topográfica promedio de 200 m (660 pies). La alineación del campo volcánico de la montaña Satah se corresponde con la orientación de dos conjuntos de fallas normales en la cordillera Itcha, lo que sugiere que el vulcanismo allí puede haber sido controlado por un sistema de fallas. Se han identificado más de 20 volcanes en todo el campo volcánico de la montaña Satah, siendo la montaña Satah y el monte Punkutlaenkut los más grandes. [1] Los centros más pequeños incluyen Jorgensen Hill, Sugarloaf Mountain, Turbo Lake, White Creek y Holte Creek. [1] [11]
El campo volcánico de Baldface Mountain es un grupo de conos dispersos a 25 km (16 mi) al este de la cordillera Itcha. La datación argón-argón de siete conos indica que el campo volcánico estuvo activo hace entre 2,5 y 0,91 millones de años, tiempo durante el cual la cordillera Itcha y el campo volcánico de Satah Mountain también fueron áreas de volcanicidad. Baldface Mountain es el más grande y uno de los volcanes más antiguos del campo volcánico de Baldface Mountain. Consiste en un cono de 2,37 millones de años de antigüedad de fonolita afanítica y traquita porfídica con fenocristales de feldespato. Un flujo de lava basáltica cerca de la cabecera de Moore Creek tiene una edad de 3,91 millones de años, similar a las rocas más antiguas conocidas de la cordillera Itcha o los basaltos del grupo Chilcotin de la meseta circundante. La relación de este flujo con el campo volcánico de Baldface Mountain está en duda ya que su origen y extensión no han sido identificados. [1]
El cono Nazko es el principal centro eruptivo que forma el segmento oriental del AVB. [1] Consiste en pilas superpuestas de flujos basálticos y conos que se formaron durante al menos tres períodos eruptivos. El primer episodio volcánico está representado por un flujo basáltico subaéreo que forma la base del volcán. Se depositó durante una etapa interglacial del Pleistoceno hace 0,34 millones de años y está ampliamente erosionado. El segundo episodio está constituido por un montículo subglacial de hialoclastita que se formó bajo la capa de hielo cordillerana , tal vez durante la glaciación Fraser que tuvo lugar entre 25.000 y 10.000 años atrás. Forma el lado occidental del cono Nazko y está dominado por bloques de basalto vítreo altamente vesicular . El tercer episodio está definido por conos piroclásticos coalescentes y flujos de lava asociados que se formaron subaéreamente durante el Holoceno . La datación por radiocarbono de la turba de pantano por encima y por debajo de una capa de tefra cerca de Nazko Cone sugiere que la última erupción tuvo lugar hace unos 7.200 años. Esta es la única erupción holocena conocida de Nazko Cone, ya que no se han identificado otras capas de tefra. [12]
Del 9 de octubre de 2007 al 15 de mayo de 2008, se produjo una serie de terremotos de magnitud 2,9 en la cuenca de Nechako, a unos 20 km al oeste del cono de Nazko. La mayoría de ellos se produjeron a entre 25 y 31 km por debajo de la superficie, lo que indica que se originaron en la corteza más baja . El análisis de las ondas sísmicas sugiere que el enjambre de terremotos fue causado por una falla frágil y fractura de la roca en profundidad debido a la intrusión de magma. No era probable que se produjera una erupción volcánica, ya que el número y el tamaño de los temblores fueron demasiado pequeños. Aunque estos terremotos tectónicos volcánicos fueron demasiado pequeños para sentirse, generaron un interés local sustancial, ya que representaron una concentración significativa de actividad sísmica dentro del cinturón volcánico de Anahim. [7]
