Las montañas de la costa ( en francés : La chaîne Côtière ) son una importante cadena montañosa en las cordilleras de la costa del Pacífico del oeste de América del Norte , que se extienden desde el suroeste de Yukón a través del Panhandle de Alaska y prácticamente toda la costa de Columbia Británica hacia el sur hasta el río Fraser . [1] El nombre de la cordillera deriva de su proximidad a la costa del mar, y a menudo se la conoce como la cordillera de la costa . [2] La cordillera incluye montañas volcánicas y no volcánicas y los extensos campos de hielo de las cordilleras del Pacífico y Boundary , y el extremo norte del sistema volcánico conocido como los volcanes Cascade . Las montañas de la costa son parte de un sistema montañoso más grande llamado las cordilleras de la costa del Pacífico o el sistema montañoso del Pacífico, que incluye la cordillera Cascade , las montañas Insulares , las montañas Olympic , la cordillera de la costa de Oregón , las cordilleras de la costa de California , las montañas Saint Elias y las montañas Chugach . Las Montañas de la Costa también son parte de la Cordillera Americana —un término español para una extensa cadena de cadenas montañosas— que consiste en una secuencia casi continua de cadenas montañosas que forman la columna vertebral occidental de América del Norte , América Central , América del Sur y la Antártida .
Las montañas de la costa tienen aproximadamente 1.600 kilómetros (1.000 millas) de largo y un promedio de 300 kilómetros (190 millas) de ancho. [2] Los límites sur y sureste de la cordillera están rodeados por el río Fraser y la meseta interior , mientras que su extremo noroeste está delimitado por los ríos Kelsall y Tatshenshini en el extremo norte del Panhandle de Alaska, más allá de los cuales están las montañas de San Elías, y por el paso de Champagne en el territorio del Yukón . [3] [4] Cubierta de una densa selva tropical templada en sus exposiciones occidentales, la cordillera se eleva hasta picos muy glaciares , incluidos los campos de hielo de latitudes templadas más grandes del mundo. En sus flancos orientales, la cordillera se estrecha hacia la meseta interior seca y los bosques boreales subárticos de las montañas Skeena y la meseta Stikine .
Las montañas de la costa forman parte del Cinturón de Fuego del Pacífico (el anillo de volcanes y montañas asociadas que rodea el océano Pacífico ) y contienen algunas de las montañas más altas de la Columbia Británica. El monte Waddington es la montaña más alta de las montañas de la costa y la más alta que se encuentra completamente dentro de la Columbia Británica, ubicada al noreste de la cabecera de Knight Inlet con una elevación de 4019 metros (13 186 pies). [5]
Las Montañas Costeras se componen de tres subdivisiones conocidas como las Cordilleras del Pacífico , las Cordilleras de Kitimat y las Cordilleras Fronterizas . Las Cordilleras del Pacífico son la subdivisión más meridional de las Montañas Costeras, y se extienden desde los tramos inferiores del río Fraser hasta Bella Coola . En esta subdivisión se incluyen cuatro de los cinco principales casquetes glaciares costeros de las Montañas Costeras del sur. Se trata de los casquetes glaciares de latitudes templadas más grandes del mundo y alimentan varios ríos importantes . Aparte de la tala de árboles y de un gran complejo de esquí en la ciudad turística de Whistler , la mayor parte del terreno de la cordillera está completamente sin desarrollar. El monte Waddington , la montaña más alta de las Montañas Costeras, se encuentra en la Cordillera Waddington de las Cordilleras del Pacífico.
Al norte de la cordillera del Pacífico se encuentra la subdivisión central conocida como la cordillera Kitimat. Esta subdivisión se extiende desde el río Bella Coola y el canal Burke en el sur hasta el río Nass en el norte.
La tercera y más septentrional subdivisión de las Montañas Costeras es la Cordillera Boundary , que se extiende desde el río Nass en el sur hasta el río Kelsall en el norte. También es la subdivisión más grande de las Montañas Costeras, abarcando la frontera entre Columbia Británica y Alaska y hacia el norte hasta Yukón, flanqueando el lado oeste de la cuenca del río Yukón hasta el Paso Champagne, al norte del cual se encuentran las Cordilleras Yukón . Las Cordilleras Boundary incluyen varios campos de hielo grandes, incluido el Campo de Hielo Juneau entre Juneau, Alaska y el Lago Atlin en Columbia Británica, y el Casquete Glacial Stikine , que se encuentra entre el bajo río Stikine y el río Whiting .
Debido a que las montañas de la costa están justo al este del océano Pacífico , tienen un profundo efecto en el clima de Columbia Británica al forzar el ascenso del aire cargado de humedad del océano Pacífico, lo que provoca fuertes lluvias en las laderas occidentales donde existen frondosos bosques. [2] Esta precipitación es una de las más intensas de América del Norte. [2] Las laderas orientales son relativamente secas y menos empinadas y protegen el interior de Columbia Británica de los sistemas climáticos del Pacífico, lo que resulta en veranos secos y cálidos e inviernos secos y fríos. [2]
Más allá de las laderas orientales hay una meseta de 154.635 km² ( 59.705 millas cuadradas) que ocupa las partes sur y central de la Columbia Británica llamada la Meseta Interior . Incluida dentro de la Meseta Interior hay una serie de flujos de lava basáltica de inundación en capas que se fusionan . Estas secuencias de roca volcánica fluida cubren unos 25.000 km² ( 9.700 millas cuadradas) de la Meseta Interior y tienen un volumen de unos 1.800 km³ ( 430 millas cúbicas), formando una gran meseta volcánica construida sobre la Meseta Interior. Al norte de la Meseta Interior, en las laderas noreste de la cordillera, se encuentra una enorme zona montañosa conocida por los geógrafos como las Montañas Interiores , que incluye las vecinas montañas Skeena , Cassiar y Hazelton .
Las Montañas Costeras están formadas por rocas preterciarias estructuralmente complejas , metamorfoseadas e ígneas deformadas . Estas se originaron en diversos lugares del mundo: la zona está formada por varios terrenos diferentes de diferentes edades con una amplia gama de orígenes tectónicos. Además, la corteza oceánica bajo el Océano Pacífico está siendo subducida en la parte sur de la cordillera para formar una línea norte-sur de volcanes llamada Cinturón Volcánico Garibaldi , una extensión norte de los Volcanes Cascade en el noroeste de los Estados Unidos , y contiene los volcanes jóvenes más explosivos de Canadá. Más al norte, la tendencia estructural noroeste de las Montañas Costeras se encuentra en parte en una gran grieta continental responsable de la creación de varios volcanes. Estos volcanes forman parte de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte , el área con mayor actividad volcánica de Canadá.
El primer evento comenzó hace 130 millones de años cuando un grupo de islas volcánicas activas se acercó a un margen continental y una costa preexistentes de América del Norte. [6] Estas islas volcánicas, conocidas como las Islas Insulares por los geocientíficos, se formaron en una placa tectónica preexistente llamada Placa Insular por subducción de la antigua Placa Farallón al oeste durante la era Paleozoica temprana . [6] Esta zona de subducción registra otra zona de subducción al este bajo una antigua cuenca oceánica entre las Islas Insulares y el antiguo margen continental de América del Norte llamada Océano del Río Puente . [6] Esta disposición de dos zonas de subducción paralelas es inusual ya que existen muy pocas zonas de subducción gemelas en la Tierra; el Cinturón Móvil de Filipinas frente a la costa sureste de Asia es un ejemplo de una zona de subducción gemela moderna. [6] A medida que la placa insular se acercaba al margen continental preexistente por la subducción en curso bajo el océano del río Bridge, las islas insulares se acercaban al antiguo margen continental y la costa del oeste de América del Norte, sosteniendo un arco volcánico preexistente en el antiguo margen continental de América del Norte llamado Arco Omineca . [6] A medida que la placa norteamericana se desplazaba hacia el oeste y la placa insular se desplazaba hacia el este hasta el antiguo margen continental del oeste de América del Norte, el océano del río Bridge finalmente se cerró por la subducción en curso bajo el océano del río Bridge. [6] Esta zona de subducción finalmente se atascó y cerró por completo hace 115 millones de años, poniendo fin al arco Omineca y las islas insulares chocaron, formando el cinturón insular . [6] La compresión resultante de esta colisión aplastó, fracturó y dobló las rocas a lo largo del antiguo margen continental. [6] El cinturón insular luego se soldó al margen continental preexistente por magma que finalmente se enfrió para crear una gran masa de roca ígnea , creando un nuevo margen continental. [6] Esta gran masa de roca ígnea es el afloramiento de granito más grande de América del Norte. [6]
El evento final comenzó cuando la placa Farallón continuó subduciendo bajo el nuevo margen continental después de que la placa insular y las islas insulares chocaran con el antiguo margen continental, lo que dio soporte a un nuevo arco volcánico continental llamado Arco de la Cordillera Costera hace unos 100 millones de años durante el período Cretácico Tardío . [7] El magma que se elevaba desde la placa Farallón bajo el nuevo margen continental ascendía a través del recién formado Cinturón Insular, inyectando enormes cantidades de granito en rocas ígneas más antiguas del Cinturón Insular. [6] En la superficie, se construyeron nuevos volcanes a lo largo del margen continental. [6] El basamento de este arco, que lleva el nombre de las Montañas Costeras, probablemente fue intrusiones del Cretácico Temprano y el Jurásico Tardío de las Islas Insulares. [7]
Uno de los principales aspectos que cambiaron a principios del Arco de la Cordillera Costera fue el estado del extremo norte de la Placa Farallón, una porción ahora conocida como la Placa Kula . [6] Hace unos 85 millones de años, la Placa Kula se separó de la Placa Farallón para formar una dorsal oceánica conocida por los geocientíficos como la Dorsal Kula-Farallón . [6] Este cambio aparentemente tuvo algunas ramificaciones importantes para la evolución geológica regional. Cuando se completó este cambio, el vulcanismo del Arco de la Cordillera Costera regresó y secciones del arco se elevaron considerablemente en el Cretácico tardío. [8] Esto inició un período de formación de montañas que afectó a gran parte del oeste de América del Norte llamado orogenia Laramide . [9] En particular, una gran área de transpresión dextral y fallas de empuje dirigidas al suroeste estuvo activa desde hace 75 a 66 millones de años. [8] Gran parte del registro de esta deformación ha sido anulado por estructuras de la era Terciaria y la zona de fallas de empuje dextrales del Cretácico parece haber sido generalizada. [8] También fue durante este período cuando cantidades masivas de granito fundido se introdujeron en rocas oceánicas altamente deformadas y fragmentos variados de arcos de islas preexistentes, en gran parte restos del océano del río Bridge. [6] Este granito fundido quemó los viejos sedimentos oceánicos en una brillante roca metamórfica de grado medio llamada esquisto . [6] Las intrusiones más antiguas del Arco de la Cordillera Costera se deformaron luego bajo el calor y la presión de intrusiones posteriores, convirtiéndolas en una roca metamórfica estratificada conocida como gneis . [6] En algunos lugares, las mezclas de rocas intrusivas más antiguas y las rocas oceánicas originales se han distorsionado y deformado bajo calor intenso, peso y estrés para crear patrones arremolinados inusuales conocidos como migmatita , que parecen haber sido casi derretidos en el procedimiento. [6]
El vulcanismo comenzó a declinar a lo largo del arco hace unos 60 millones de años durante las etapas faunísticas del Albiano y el Aptiano del período Cretácico. [7] Esto fue resultado de la geometría cambiante de la placa de Kula, que desarrolló progresivamente un movimiento más hacia el norte a lo largo del noroeste del Pacífico . [6] En lugar de subducirse debajo del noroeste del Pacífico, la placa de Kula comenzó a subducirse debajo del suroeste de Yukón y Alaska y durante el período Eoceno temprano. [6] El vulcanismo a lo largo de toda la longitud del arco de la cordillera costera se detuvo hace unos 50 millones de años y muchos de los volcanes han desaparecido por la erosión. [6] Lo que queda del arco de la cordillera costera hasta el día de hoy son afloramientos de granito cuando el magma se introdujo y se enfrió en profundidad debajo de los volcanes, formando las actuales montañas de la costa. [6] Durante la construcción de intrusiones hace 70 y 57 millones de años, el movimiento hacia el norte de la placa de Kula podría haber sido de entre 140 mm (6 pulgadas) y 110 mm (4 pulgadas) por año. [10] Sin embargo, otros estudios geológicos determinaron que la placa Kula se movía a un ritmo de hasta 200 mm (8 pulgadas) por año. [10]
Portal del noroeste del Pacífico
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