El Grupo Chilcotin , también llamado Basaltos de la Meseta de Chilcotin , es una gran área de lava basáltica que forma una meseta volcánica paralela al Cinturón Volcánico Garibaldi en el centro-sur de Columbia Británica , Canadá.
Predominantemente, durante el Mioceno y el Plioceno , se produjo un campo volcánico de tamaño mediano de respiraderos superpuestos en la meseta interior de la Columbia Británica . Se supone que la distribución abarca hasta 50.000 km 2 del noroeste del Pacífico , formando una provincia ígnea grande de tamaño mediano , con un volumen de 3.300 km 3 . [1] El vulcanismo se produjo en épocas tan tardías como el Oligoceno, pero continúa esporádicamente hasta el presente. Las erupciones fueron más vigorosas hace 6 a 10 millones de años y hace 2 a 3 millones de años, cuando se liberó la mayor parte del basalto. Erupciones menos extensas continuaron hace 0,01 a 1,6 millones de años. [2]
Estos flujos de lava han quedado predominantemente expuestos por la erosión resultante de las grandes inundaciones que fluyeron en esta región durante las glaciaciones pasadas, que dejaron al descubierto muchas capas de flujos de basalto a lo largo del Cañón Fraser desde Soda Creek al sur hasta Canoe Creek en otros lugares a lo largo del Chilcotin . Ríos Chilko , Chilanko y Taseko , y también al este del río Fraser en el Parque Provincial Chasm y a lo largo del río Upper Deadman . Antes de la erosión glacial del Pleistoceno tardío, estos centros formaron una serie de volcanes en escudo de bajo perfil fusionados de volumen y distribución desconocidos.
Se pensaba que el Grupo Chilcotin estaba potencialmente vinculado al Grupo de Basalto del Río Columbia, parcialmente coetáneo . Sin embargo, se ha demostrado que su morfología y geoquímica son muy similares a las de otras mesetas volcánicas como la llanura del río Snake en Idaho y partes de Islandia (Bevier, 1983).
Se desconoce la distribución y el volumen del Grupo Chilcotin debido a la extensa cubierta glaciar del Pleistoceno. Esta "deriva" presumiblemente glacial es muy espesa y en la mayoría de las regiones oscurece por completo el vulcanismo. Los respiraderos individuales para el vulcanismo de basalto incluyen pequeños conos de ceniza , tapones volcánicos y alimentadores gabroicos , que atraviesan localmente los flujos de lava. Estudios recientes indican que el volumen del Grupo Chilcotin es mucho menor de lo que se pensaba anteriormente, y que la "Meseta" probablemente tenga una edad del Eoceno. Esto significa que el Chilcotin probablemente esté compuesto por muchos respiraderos volcánicos locales, que eran de pequeños volúmenes que alimentaban el paleopaisaje y, posteriormente, se encuentran en los principales sistemas fluviales que vemos en la actualidad.
Antes de hace 16 millones de años, los estratovolcanes del Arco Volcánico en Cascada occidental entraron en erupción con regularidad periódica durante más de 27 millones de años, tal como lo hacen hoy. La causa última de este vulcanismo aún está en debate; sin embargo, la idea más aceptada es que una cuenca de arco posterior detrás de la zona de subducción de Cascadia inició el voluminoso y generalizado vulcanismo basáltico. [2] Algunos centros hicieron erupción a lo largo de sistemas de fallas frágiles preexistentes, mientras que se cree más ampliamente que el vulcanismo a lo largo de su porción norte estuvo relacionado con un centro de afloramiento de magma llamado el punto caliente de Anahim (similar al asociado con el actual Hawaii), creando los volcanes escudo Arcoíris , Ilgachuz e Itcha Range que también forman parte del Cinturón Volcánico de Anahim . Sin embargo, se desconoce la naturaleza exacta de la relación entre el punto crítico de Anahim y el Grupo Chilcotin.
Los volcanes del Grupo Chilcotin incluyen: