El monte Cayley es un estratovolcán erosionado pero potencialmente activo en la cordillera del Pacífico del suroeste de Columbia Británica , Canadá. Ubicado a 45 km (28 mi) al norte de Squamish y 24 km (15 mi) al oeste de Whistler , el volcán se encuentra en el borde del campo de hielo de Powder Mountain . Consiste en un macizo que se eleva sobre los valles de los ríos Cheakamus y Squamish . Todas las cumbres principales tienen elevaciones superiores a los 2000 m (6600 pies) , siendo el monte Cayley el más alto con 2385 m (7825 pies) . El área circundante ha estado habitada por pueblos indígenas durante más de 7000 años, mientras que la exploración geotérmica se ha llevado a cabo allí durante las últimas cuatro décadas.
El monte Cayley, que forma parte del cinturón volcánico de Garibaldi , se formó por el vulcanismo de la zona de subducción a lo largo del margen occidental de América del Norte. La actividad eruptiva comenzó hace unos 4.000.000 de años y desde entonces ha atravesado tres etapas de crecimiento, las dos primeras de las cuales dieron origen a la mayor parte del volcán. El último período eruptivo se produjo en algún momento de los últimos 400.000 años, y la actividad continúa hasta la actualidad.
Es probable que futuras erupciones amenacen a las comunidades vecinas con flujos piroclásticos , lahares ( deslizamientos de lodo , deslizamientos de tierra y flujos de escombros de origen volcánico) e inundaciones. Para controlar esta amenaza, el Servicio Geológico de Canadá (GSC) vigila el volcán y sus alrededores . El impacto de la erupción sería en gran medida el resultado de la concentración de infraestructura vulnerable en los valles cercanos.
El volcán se encuentra en el medio de una zona de volcanismo con tendencia norte-sur llamada campo volcánico del Monte Cayley . [3] Consiste predominantemente en volcanes que se formaron subglacialmente durante el Pleistoceno Tardío , como Pali Dome , Slag Hill , Ring Mountain y Ember Ridge , pero la actividad continuó en Pali Dome y Slag Hill hasta la época del Holoceno . El campo volcánico del Monte Cayley es parte del Cinturón Volcánico de Garibaldi , que a su vez representa una extensión norte del Arco Volcánico de las Cascadas . [3] [4] El vulcanismo del Arco de las Cascadas es en gran parte el resultado del deslizamiento de la Placa de Juan de Fuca debajo de la Placa de América del Norte en la zona de subducción de Cascadia . [5]
El macizo del monte Cayley está formado por tres cumbres principales. [6] La más alta y la más septentrional es el monte Cayley, con una elevación de 2385 m (7825 pies) . [7] Su flanco noreste linda con el extremo sur del campo de hielo de Powder Mountain. [6] [7] Se trata de un glaciar de forma irregular de 9 km (5,6 mi) de largo y 5 km (3,1 mi) de ancho que tiende ligeramente al noroeste. [7] Justo al suroeste del monte Cayley se encuentra el Pico Piroclástico , de 2341 m (7680 pies) de elevación. Contiene una cresta dentada en la cima con muchos pináculos de roca delgados , el más grande de los cuales se conoce como el Pulgar de Vulcano . [4] El Pico Mago, con una elevación de 2240 m (7350 pies), está al este del Pico Piroclástico y es la más baja de las tres cumbres principales. [7]
Como estratovolcán, el monte Cayley está formado por lava solidificada y cenizas de sucesivas erupciones volcánicas. Su composición es predominantemente dacítica , aunque también es común la riodacita . Sus volúmenes originales y actuales siguen siendo inciertos. [6] Puede haber tenido un volumen de hasta 13 km3 (3,1 mi3) , pero la erosión lo ha reducido desde entonces a riscos erosionados por los glaciares. El volcán moderno tiene un volumen estimado de 8 km3 ( 1,9 mi3) y es solo una fracción modesta de su producción total de productos eruptivos silícicos. Tiene un relieve proximal de 550 m (1800 pies) y un relieve drapeado de 2070 m (6790 pies) , con un acantilado casi vertical de más de 500 m (1600 pies) de altura inmediatamente encima del valle de Turbid Creek. [6] [7] [a] Turbid Creek, Dusty Creek, Avalanche Creek y Shovelnose Creek fluyen desde las laderas del monte Cayley. [7] [8] [9]
Un perfil sísmico profundo a 12,5 a 13 km (7,8 a 8,1 mi) por debajo del volcán ha identificado un gran punto brillante , un reflector que se interpreta como una cámara de magma de corteza media o un cuerpo de roca muy caliente. [10] [11] Se han identificado reflectores de corteza media similares bajo volcanes de la zona de subducción en Japón. [11]
El monte Cayley ha experimentado erupciones volcánicas esporádicamente durante los últimos 4.000.000 de años, lo que lo convierte en uno de los centros eruptivos más persistentes del Cinturón Volcánico de Garibaldi. [5] Se han identificado tres etapas eruptivas principales en la historia del volcán. [7] Las etapas del monte Cayley y del pulgar de Vulcano ocurrieron entre hace 4.000.000 y 600.000 años con la construcción del estratovolcán y los domos de tapón . Siguió un período de inactividad de 300.000 años, durante el cual la erosión prolongada destruyó gran parte de la estructura volcánica original. A esto le siguió la tercera y última etapa de nariz de pala hace unos 300.000 a 200.000 años con el emplazamiento de domos y flujos de lava parásitos. [5] Aunque una de las cúpulas de Shovelnose ha sido datada mediante potasio-argón en 310.000 años de antigüedad, esta fecha puede ser errónea debido al exceso de argón . [6] [7] Las rocas de la etapa Shovelnose podrían ser mucho más jóvenes, tal vez de menos de 15.000 años de antigüedad. [6]
Las erupciones durante las tres etapas produjeron rocas volcánicas de composiciones félsicas e intermedias , incluyendo andesita , dacita y riodacita. [5] La falta de evidencia de interacciones volcán-hielo en el Monte Cayley implica que todas las etapas eruptivas probablemente tuvieron lugar antes de los períodos glaciares . Esto contrasta con muchos volcanes vecinos, que contienen abundante vidrio volcánico y diaclasas columnares de escala fina por el contacto con el hielo durante las erupciones. [4]
La actividad volcánica inicial del Monte Cayley hace 4.000.000 de años se correspondió con cambios en la tectónica de placas regional . [5] [12] Esto implicó la separación de las placas Explorer y Juan de Fuca frente a la costa de Columbia Británica , lo que tuvo algunas ramificaciones significativas para la evolución geológica regional. Después de que cesó esta reorganización, el vulcanismo se desplazó hacia el oeste desde el Cinturón Volcánico de Pemberton para establecer el Cinturón Volcánico de Garibaldi, más joven y actualmente activo. El desplazamiento hacia el oeste del vulcanismo puede haber estado relacionado con el empinamiento de la placa Juan de Fuca después de la formación de la placa Explorer. [12]
La etapa temprana del Monte Cayley se caracterizó por la erupción de flujos de lava félsica y rocas piroclásticas sobre un basamento cristalino . [7] [13] El vulcanismo inicial formó un prisma inclinado hacia el suroeste de flujos de dacita y tefra cortados por varios diques y umbrales . Estas rocas han sido alteradas hidrotermalmente en diversos grados y son de color amarillo claro o rojo. Están bien expuestas en los prominentes acantilados del suroeste del volcán. [7]
La actividad posterior depositó una serie de flujos masivos de dacita de hasta 150 m (490 pies) de espesor, que forman la cumbre y la ladera norte del pico Wizard. La etapa del monte Cayley culminó con la colocación de un domo central que forma la cresta estrecha y dentada de la cumbre del monte Cayley. Este edificio consta de dacita intrusiva similar. [7]
El siguiente período eruptivo, la etapa Pulgar de Vulcano, construyó un edificio que creció sobre la ladera sudoeste del estratovolcán ancestral Monte Cayley. Esto comenzó con la erupción de flujos masivos de dacita y brechas aglutinadas en bloques sobre el basamento y rocas volcánicas más antiguas de la etapa Monte Cayley. Estas rocas forman parcialmente una cresta al sur del Pico Mago y comprenden los prominentes pináculos de la cresta de la cumbre del Pico Piroclástico, incluido el Pulgar de Vulcano. [7]
La actividad posterior produjo un lóbulo suprayacente de 1 km (0,62 mi) de ancho y 4 km (2,5 mi) de largo con dirección suroeste de tefra no consolidada o poco consolidada. La tefra consiste en fragmentos del tamaño de cenizas y lapilli que han sido fuertemente erosionados para formar acantilados y crestas verticales. El vulcanismo también depositó una secuencia de 130 m (430 ft) de espesor de brecha de toba dacítica en bloques entre Wizard Peak y Mount Cayley. [7]
La actividad volcánica de la etapa final de Shovelnose implicó la erupción de dos domos de lava en los márgenes este y sureste del monte Cayley en el valle superior del arroyo Shovelnose. [7] El domo de dacita del sureste forma acantilados de 400 m (1300 pies) de altura con juntas columnares de diámetro pequeño. [7] Fue la fuente de un flujo de dacita de 5 km (3,1 mi) de largo que se extiende por los valles de Shovelnose y Turbid Creek hasta cerca del río Squamish. [6] [7] El domo de lava del este se construyó sobre tefra estratificada en bloques que recubre rocas del basamento y consiste en una masa de dacita con juntas columnares de lados empinados. [7]
Aunque no se sabe que el monte Cayley haya tenido erupciones volcánicas históricas, la actividad de bajo nivel ha continuado a lo largo de la historia registrada . Se han producido terremotos superficiales en las cercanías desde 1985 y los valles de Shovelnose y Turbid Creek contienen dos y tres fuentes termales , respectivamente. Por lo tanto, el GSC considera que el volcán está potencialmente activo. [14] Se han medido temperaturas que van desde los 18 a los 40 °C (64 a 104 °F) en las fuentes termales. [7]
La existencia de fuentes termales indica que el calor magmático aún está presente. Amplios depósitos de toba y sinter habitan las principales fuentes termales, mientras que precipitaciones de ocre ferruginoso rojo brillante provienen de varias filtraciones frías en las cercanías. Las fuentes están confinadas alrededor de cúpulas y diques de dacita que se emplazaron durante la etapa del Pulgar de Vulcano. [7]
Debido a que el Monte Cayley es rico en depósitos piroclásticos proximales gruesos, algunos de ellos alterados hidrotermalmente, es especialmente propenso a fallas de pendiente y avalanchas de escombros . [6] Al menos tres avalanchas de escombros importantes han ocurrido desde la ladera occidental en los últimos 10.000 años, todas las cuales bloquearon el río Squamish y formaron lagos temporales río arriba. El primer y mayor evento hace unos 4.800 años produjo un abanico de escombros de 200.000.000 a 300.000.000 m 3 (7,1 × 10 9 a 1,06 × 10 10 pies cúbicos) expuesto a lo largo del río Squamish. Una secuencia de 0,5 a 40 cm (0,20 a 15,75 pulgadas) de espesor de limos , arenas y guijarros intercalados en el abanico de escombros sugiere que puede ser el producto de dos avalanchas de escombros importantes, muy próximas entre sí, en lugar de un único evento. Otra gran avalancha de escombros hace unos 1.100 años depositó material inmediatamente aguas arriba de la desembocadura del arroyo Turbid. El tercer evento siguió hace unos 500 años con la deposición de dos unidades de diamictón a lo largo del arroyo Turbid y fue el más pequeño de los tres principales aludes de escombros prehistóricos. La falta de horizontes orgánicos y paleosuelos entre las dos unidades implica que lo más probable es que representen oleadas separadas dentro del mismo evento de avalancha de escombros. [13]
En la historia, se han producido al menos tres avalanchas de escombros de menor escala. En 1963 se produjo un deslizamiento de tierra de 5.000.000 m3 ( 180.000.000 pies cúbicos ) con la rotura de un gran bloque volcánico formado por una brecha de toba poco consolidada y una dacita articulada en columnas. La masa se deslizó hacia Dusty Creek, donde rápidamente se fragmentó en un agregado y luego se desplazó aproximadamente 1 km (0,62 mi) río abajo, donde entró en el valle más amplio y plano de Turbid Creek durante 1 km (0,62 mi) más . Ambos arroyos quedaron bloqueados por el evento, lo que dio lugar a la creación de lagos que finalmente desbordaron y rompieron la presa del deslizamiento de tierra para producir inundaciones y posiblemente flujos de escombros que, a su vez, se extendieron por Turbid Creek mucho más allá del término del deslizamiento de tierra. [9] En junio de 1984, un importante desprendimiento de rocas y flujo de escombros resultó de un colapso de 3.200.000 m3 ( 110.000.000 pies cúbicos) en la cabecera del arroyo Avalanche. El flujo de escombros llegó a la desembocadura del arroyo Turbid, donde destruyó un puente de un camino forestal y bloqueó el río Squamish, introduciendo cantidades masivas de sedimentos. [8] El tercer evento tuvo lugar a lo largo del arroyo Turbid en junio de 2014 e involucró un flujo de escombros que eliminó parte del camino del servicio forestal del río Squamish. [14]
La zona ha estado habitada por las Primeras Naciones durante miles de años. Tanto el volcán Mount Cayley como The Black Tusk en el lado opuesto del valle del río Cheakamus son llamados taḵ'taḵmu'yin tl'a in7in'axa7en por el pueblo Squamish . En su idioma significa "Lugar de Aterrizaje del Pájaro del Trueno". [15] El Pájaro del Trueno es una criatura legendaria en la historia y cultura de los pueblos indígenas de América del Norte . [16] Cuando el pájaro bate sus alas, se crea un trueno y los relámpagos se originan en sus ojos. Mount Cayley y The Black Tusk son considerados sagrados para el pueblo Squamish, ya que han jugado un papel importante en su historia . Los arándanos de montaña , los arándanos canadienses y los arándanos de hojas ovaladas , siendo un alimento favorito del pueblo Squamish, se recolectaban en grandes campos de bayas en y cerca del macizo. [15] Se han encontrado riodacitas vítreas extraídas de pequeños afloramientos en las laderas en sitios de caza de cabras y en el refugio rocoso de Elaho, que se han datado colectivamente de entre 8000 y 100 años de antigüedad. La riodacita de Cayley solo se ha encontrado en las partes septentrionales del territorio de la Nación Squamish . [16]
No se había producido ninguna primera ascensión al macizo hasta julio de 1928, cuando un grupo del Club Alpino de Canadá , formado por los montañeros RE Knight, WG Wheatley, EC Brooks, T. Fyles y B. Clegg, escaló el monte Cayley. Fyles presentó el nombre de la montaña al Gobierno de la Columbia Británica en septiembre de 1928 en nombre de Beverley Cochrane Cayley , una montañera y amiga de los participantes de la expedición de escalada que había fallecido en junio de ese año. El nombre se hizo oficial el 2 de abril de 1929, y se publicaron fotografías del pico con la descripción de Fyles de la primera ascensión en el Canadian Alpine Journal de 1931, vol. XX. [17]
El monte Cayley ha sido investigado como un potencial recurso de energía geotérmica desde al menos finales de la década de 1970. [18] La exploración geotérmica por parte de Energía, Minas y Recursos de Canadá comenzó en 1977 con la perforación de dos pozos poco profundos en el lado oeste del volcán para la observación de la temperatura. [18] [19] Se obtuvieron altos gradientes geotérmicos de 51 y 65 milikelvin por metro de este trabajo. [18] Perforaciones posteriores en los lados este y oeste del volcán en 1980-1982 por Nevin Sadlier-Brown Goodbrand Limited en nombre del GSC mostraron gradientes geotérmicos que oscilaban entre 45 y 95 milikelvin por metro. [18] [19] En 2002, BC Hydro publicó un informe que identificaba 16 posibles sitios geotérmicos en toda la Columbia Británica. Nombraron al monte Cayley como uno de los seis sitios con el mayor potencial para el desarrollo comercial. Existe un potencial "prometedor" para una central geotérmica de 100 megavatios en el volcán, pero el terreno accidentado hace que el desarrollo sea difícil y costoso. Además, todavía no se ha confirmado la fuente de calor mediante perforaciones profundas. [10]
Aunque el Monte Cayley está actualmente tranquilo, todavía plantea peligros potenciales para las ciudades cercanas, así como para las áreas de tala y recreativas. [7] Los datos sísmicos del GSC sugieren que el volcán aún contiene magma, lo que indica una posible actividad eruptiva futura y peligros volcánicos asociados, como deslizamientos de tierra. [14] Un escenario de erupción para el volcán fue organizado por científicos del GSC en 2000 para mostrar cómo el oeste de Canadá es vulnerable a un evento de este tipo. Basaron el escenario en la actividad pasada en el Cinturón Volcánico de Garibaldi e involucraron actividad tanto explosiva como efusiva . El escenario fue publicado en 2003 como un artículo para Natural Hazards , una revista de Springer dedicada a todos los aspectos de los peligros naturales , incluida la gestión de riesgos y la previsión de eventos catastróficos. [20]
Si se reanudara la actividad eruptiva, los científicos probablemente podrían detectar un aumento de la sismicidad a medida que el magma se abre paso a través de la corteza. La abundancia de actividad sísmica y la sensibilidad de la Red Sismográfica Nacional Canadiense existente en esta área alertarían al GSC y posiblemente desencadenarían un esfuerzo de monitoreo ampliado . A medida que el magma se acerca a la superficie, el volcán probablemente se hincharía y la superficie se fracturaría, causando un gran aumento del vigor en las fuentes termales y la creación de nuevos manantiales o fumarolas . Podrían ocurrir deslizamientos de tierra menores y posiblemente grandes que podrían bloquear temporalmente el río Squamish, como ha sucedido en el pasado sin temblores sísmicos ni deformaciones relacionadas con la intrusión. Finalmente, el magma cercano a la superficie puede causar explosiones freáticas y flujos de escombros. Para entonces, la autopista 99 estaría cerrada, Squamish sería evacuada y Whistler sería al menos considerado para la evacuación. [20]
En caso de una erupción explosiva, una columna de ceniza podría alcanzar 20 km (12 mi) de altura y podría mantenerse durante 12 horas. El tráfico aéreo se desviaría de la zona y todos los aeropuertos cubiertos por la columna quedarían cerrados, en particular los de Vancouver , Victoria , Kamloops , Prince George y Seattle . Por encima del área de ventilación, el material de la columna de erupción colapsaría para formar flujos piroclásticos y fluiría hacia el este y el oeste hacia los valles de Squamish y Cheakamus. Estos derretirían rápidamente la nieve y el hielo en el área de la cumbre, generando flujos de escombros que podrían llegar a Squamish y Daisy Lake , dañando gran parte de la infraestructura. Se producirían fuertes caídas de ceniza en el área de Vancouver, el valle de Fraser , Bellingham , Kamloops, Whistler y Pemberton . La ceniza dañaría las líneas eléctricas y de comunicación y las antenas parabólicas, así como las computadoras y otros equipos eléctricos. Las comunicaciones telefónicas, de radio, de telefonía celular y por satélite quedarían cortadas. Las estructuras débiles podrían colapsar bajo el peso de la ceniza. La columna de erupción se extendería luego para envolver la mayor parte de la costa oeste desde Seattle hasta Anchorage , lo que provocaría el cierre de todos los aeropuertos cerrados y el desvío o cancelación de todos los vuelos relevantes. La migración hacia el este de la columna interrumpiría el tráfico aéreo en todo Canadá desde Alberta hasta Terranova y Labrador . La ceniza de la actividad explosiva menor adicional podría seguir cayendo ligera pero persistentemente en el área de Whistler-Pemberton, seguida de semanas de crecimiento de domos de lava viscosa puntuados por pequeñas explosiones. Las explosiones generarían columnas de corta duración de 10 a 15 km (6,2 a 9,3 mi) de altura, pequeños flujos piroclásticos en los valles de Squamish y Cheakamus y columnas de ceniza al norte y al este. [20]
Las explosiones podrían cesar y ser reemplazadas por un crecimiento lento y continuo de un domo de lava en el nuevo cráter . La lluvia y el deshielo estacional de la nieve removilizarían regularmente la tefra en lahares y estos continuarían amenazando los valles de Squamish y Cheakamus. La lava solidificada y extendida podría generar desprendimientos de rocas y formar una voluminosa plataforma de talud en el valle de Squamish. A medida que el domo de lava se extiende, sufriría periódicamente un colapso gravitacional para generar densos flujos piroclásticos en los valles de Squamish y Cheakamus. La ceniza elutriada de los flujos piroclásticos formaría columnas de hasta 10 km (6,2 mi) de altura, arrojando nuevamente cenizas sobre Pemberton y Whistler y causando interrupciones en el tráfico aéreo local. Con poca frecuencia, el domo de lava podría producir pequeñas explosiones, columnas de ceniza y flujos piroclásticos. Squamish permanecería evacuada, la autopista 99 permanecería cerrada e irreparable y el viaje entre Whistler/Pemberton y Vancouver se vería obligado a seguir una ruta mucho más larga hacia el este. [20]
La actividad eruptiva podría continuar durante años, seguida de años de actividad secundaria en descenso. La lava que se enfría fragmentaría de manera intermitente secciones y produciría flujos piroclásticos. El material fragmentado en las laderas y en los valles se removilizaría periódicamente en flujos de escombros. Sería necesario construir importantes medidas de mitigación estructural para recuperar el uso del corredor de la autopista 99 y el área de Squamish. [20]
