La actividad volcánica es una parte importante de la geología de Canadá y se caracteriza por muchos tipos de relieve volcánico , incluidos flujos de lava , mesetas volcánicas , domos de lava , conos de ceniza , estratovolcanes , volcanes en escudo , volcanes submarinos , calderas , diatremas y maars , junto con formas volcánicas menos comunes como tuyas y montículos subglaciales .
Aunque la historia volcánica de Canadá se remonta al eón Precámbrico , hace al menos 3.110 millones de años, cuando su parte del continente norteamericano comenzó a formarse, [1] el vulcanismo continúa ocurriendo en el oeste y norte de Canadá en los tiempos modernos, donde forma parte de una cadena de volcanes y terremotos frecuentes alrededor del Océano Pacífico llamada el Cinturón de Fuego del Pacífico . [2] Debido a que los volcanes en el oeste y norte de Canadá se encuentran en áreas relativamente remotas y escasamente pobladas y su actividad es menos frecuente que con otros volcanes alrededor del Océano Pacífico, se piensa comúnmente que Canadá ocupa un espacio en el Cinturón de Fuego entre los volcanes del oeste de los Estados Unidos al sur y los volcanes Aleutianos de Alaska al norte. [3] Aun así, los paisajes montañosos de las provincias canadienses de Alberta , Columbia Británica , Yukón y los Territorios del Noroeste incluyen más de 100 volcanes que han estado activos durante los últimos dos millones de años y cuyas erupciones han cobrado muchas vidas. [3]
La actividad volcánica es responsable de muchas de las características geológicas y geográficas de Canadá y de la mineralización , incluido el núcleo del continente norteamericano, conocido como el Escudo Canadiense . El vulcanismo ha llevado a la formación de cientos de áreas volcánicas y extensas formaciones de lava en todo Canadá. Los diferentes tipos de volcanes y lava del país se originan en diferentes entornos tectónicos y tipos de erupciones volcánicas , que van desde erupciones de lava pasivas hasta erupciones explosivas violentas . Canadá tiene un rico registro de grandes volúmenes de roca magmática llamadas grandes provincias ígneas , representadas por sistemas de tuberías de nivel profundo que consisten en enjambres de diques gigantes , provincias de umbral e intrusiones en capas . [4] Las grandes provincias ígneas más capaces de Canadá son los cinturones de piedra verde del Arcaico , estimados en 3.8 a 2.5 mil millones de años, que contienen una rara roca volcánica llamada komatiita . [4]
El cinturón de rocas verdes de Abitibi, de 2.677 millones de años de antigüedad, en Ontario y Quebec, es uno de los mayores cinturones de rocas verdes del Arcaico de la Tierra y una de las partes más jóvenes del cratón Superior , que forma parte secuencialmente del Escudo Canadiense. [32] Las lavas de komatiita en el cinturón de rocas verdes de Abitibi (en la imagen) se presentan en cuatro conjuntos litotectónicos conocidos como Pacaud, Stoughton-Roquemaure, Kidd-Munro y Tisdale. [32] Se interpreta que el cinturón de rocas verdes de Swayze , más al sur, es una extensión suroccidental del cinturón de rocas verdes de Abitibi. [33]
El cinturón de rocas verdes del Arcaico Red Lake en el oeste de Ontario está formado por volcanes basálticos y komatíticos con edades que van desde los 2925 a los 2940 millones de años y volcanes riolíticos-andesíticos más jóvenes con edades que van desde los 2730 a los 2750 millones de años. [34] Está situado en la parte occidental de la subprovincia de Uchi , una secuencia volcánica que comprende varios cinturones de rocas verdes. [35]
El Cinturón Circum-Superior de 1884 a 1870 millones de años [36] constituye una gran provincia ígnea que se extiende por más de 3.400 kilómetros (2.100 millas) desde la depresión del Labrador en Labrador y el noreste de Quebec a través del Cinturón de Cape Smith en el norte de Quebec, las Islas Belcher en el sur de Nunavut , los cinturones de Fox River y Thompson en el norte de Manitoba , el cinturón de komatiita de Winnipegosis en el centro de Manitoba, y en el lado sur del cratón Superior en la cuenca de Animikie en el noroeste de Ontario. [37] [38] [39] Existen dos secuencias volcano-sedimentarias en la depresión del Labrador con edades de 2.170-2.140 millones de años y 1.883-1.870 millones de años. [37] En el Cinturón de Cabo Smith, dos grupos volcánicos tienen una edad que va desde los 2.040 a los 1.870 millones de años, llamados el Grupo volcano-sedimentario Povungnituk y el Grupo Chukotat. [37] Las Islas Belcher en la Bahía Hudson oriental contienen dos secuencias volcánicas conocidas como los volcanes Flaherty y Eskimo. [37] El Cinturón del Río Fox está formado por volcanes, laderas y sedimentos de unos 1.883 millones de años, mientras que el magmatismo del Cinturón de Thompson está datado en 1.880 millones de años. [37] Al sur se encuentran las komatiites de Winnipegosis de 1.864 millones de años. [37] En la Cuenca Animikie cerca del Lago Superior, el vulcanismo está datado en 1.880 millones de años. [37]
Durante la era Mesoproterozoica del eón Precámbrico hace 1.109 millones de años, el noroeste de Ontario comenzó a dividirse para formar el Sistema de Rift del Medio Continente , también llamado Rift de Keweenawan. [40] Los flujos de lava creados por el rift en el área del Lago Superior se formaron a partir de magma basáltico. [40] El afloramiento de este magma fue el resultado de un punto caliente que produjo una triple unión en las proximidades del Lago Superior. El punto caliente formó una cúpula que cubrió el área del Lago Superior. [40] Voluminosos flujos de lava basáltica brotaron del eje central del rift, similar al rifting que formó el Océano Atlántico . [40] Un brazo fallido se extiende 150 kilómetros (93 millas) al norte hacia el continente de Ontario, donde forma una formación geológica conocida como la Ensenada de Nipigon. [41] Este brazo fallido incluye el lago Nipigon , el lago más grande completamente dentro de los límites de Ontario. [41]
Durante los períodos Jurásico y Cretácico se produjeron periodos de actividad volcánica en todo el centro de Canadá . La fuente de este vulcanismo fue una zona estacionaria y de larga duración de roca fundida llamada el punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro . [42] El primer evento hizo erupción de magma de kimberlita en la región de tierras bajas de la bahía James en el norte de Ontario hace 180 millones de años, creando el campo de kimberlita de Attawapiskat . [42] Otro evento de kimberlita abarcó un período de 13 millones de años, hace 165 a 152 millones de años, creando el campo de kimberlita del lago Kirkland en el noreste de Ontario. [42] Otro período de vulcanismo de kimberlita ocurrió en el noreste de Ontario hace 154 a 134 millones de años, creando el campo de kimberlita del lago Timiskaming . [42] A medida que la placa norteamericana se movía hacia el oeste sobre el punto caliente de Nueva Inglaterra, este creó las intrusiones de magma de las colinas de Monteregian en Montreal, en el sur de Quebec. [43] Estas reservas intrusivas se han interpretado de diversas formas como intrusiones alimentadoras de volcanes extintos hace mucho tiempo que habrían estado activos hace 125 millones de años, o como intrusiones que nunca rompieron la superficie en la actividad volcánica. [43] [44] La falta de una trayectoria notable del punto caliente al oeste de las colinas de Monteregian podría deberse a la falla de la pluma del manto de Nueva Inglaterra para pasar a través de la roca maciza y fuerte del Escudo Canadiense, la falta de intrusiones notables o al fortalecimiento de la pluma del manto de Nueva Inglaterra cuando se acercó a la región de las colinas de Monteregian. [45]
Hace unos 250 millones de años, durante el período Triásico temprano , el Atlántico canadiense se encontraba aproximadamente en el medio de un continente gigante llamado Pangea . [46] Este supercontinente comenzó a fracturarse hace 220 millones de años cuando la litosfera de la Tierra se estaba separando por el estrés extensional, creando un límite de placa divergente conocido como la Cuenca de Fundy . [46] El foco de la ruptura comenzó en algún lugar entre donde se unieron la actual América del Norte oriental y el noroeste de África . Durante la formación de la Cuenca de Fundy, la actividad volcánica nunca se detuvo, como lo demuestra la erupción continua de lava a lo largo de la Cordillera Mesoatlántica ; una cadena montañosa volcánica submarina en el Océano Atlántico formada como resultado de la expansión continua del fondo marino entre el este de América del Norte y el noroeste de África. A medida que la cuenca de Fundy continuó formándose hace 201 millones de años, se produjeron una serie de flujos de lava basáltica que formaron una cadena montañosa volcánica en la parte continental del suroeste de Nueva Escocia conocida como North Mountain , que se extiende 200 kilómetros (120 millas) desde Brier Island en el sur hasta Cape Split en el norte. [47] Esta serie de flujos de lava cubre la mayor parte de la cuenca de Fundy y se extiende bajo la bahía de Fundy , donde partes de ella están expuestas en la costa de la comunidad rural de Five Islands , al este de Parrsboro en el lado norte de la bahía. Existen grandes diques de 4 a 30 metros (13-98 pies) de ancho en todo el extremo sur de Nuevo Brunswick con edades y composiciones similares al basalto de North Mountain, lo que indica que estos diques fueron la fuente de los flujos de lava de North Mountain. [48] Sin embargo, North Mountain son los restos de una característica volcánica más grande que ahora se ha erosionado en gran medida debido a la existencia de fallas en el borde de la cuenca y la erosión. [48] La dura cresta basáltica de North Mountain resistió el desgaste de las capas de hielo que fluyeron sobre esta región durante las pasadas eras glaciales , y ahora forma un lado del valle de Annapolis en la parte occidental de la península de Nueva Escocia . La estratificación de un flujo de lava de North Mountain de menos de 175 metros (574 pies) de espesor en McKay Head, se asemeja mucho a la de algunos lagos de lava hawaianos , lo que indica que se produjeron erupciones hawaianas durante la formación de North Mountain. [48]
Los montes submarinos de Fogo , ubicados a 500 km (311 mi) de la costa de Terranova al suroeste de los Grandes Bancos , consisten en volcanes submarinos con fechas que se remontan al período Cretácico Temprano hace al menos 143 millones de años. [49] Pueden tener uno o dos orígenes. Los montes submarinos de Fogo podrían haberse formado a lo largo de zonas de fractura en el fondo marino del Atlántico debido a la gran cantidad de montes submarinos en la plataforma continental de América del Norte . [49] La otra explicación de su origen es que se formaron sobre una pluma del manto asociada con los puntos calientes de Canarias o Azores en el océano Atlántico, basándose en la existencia de montes submarinos más antiguos al noroeste y montes submarinos más jóvenes al sureste. [49] La existencia de montes submarinos de cima plana en toda la cadena de montes submarinos de Fogo indica que algunos de estos montes submarinos alguna vez habrían estado sobre el nivel del mar como islas que habrían sido volcánicamente activas. Su planitud se debe a la erosión costera, como las olas y los vientos. [49] Otros volcanes submarinos en alta mar en el este de Canadá incluyen los montes submarinos de Terranova, poco estudiados . [49]
El cinturón de rocas verdes de Flin Flon en el centro de Manitoba y el centro-este de Saskatchewan es un collage de rocas de arco volcánico deformadas que varían en edad de 1.904 a 1.864 millones de años durante la subdivisión Paleoproterozoica del eón Precámbrico. [50] La actividad volcánica entre 1.890 y 1.864 millones de años atrás produjo magmas de andesita-riolita calcoalcalina y magmas raros de shoshonita y traquiandesita, mientras que el vulcanismo de arco de 1.904 millones de años ocurrió en uno o más arcos volcánicos separados que posiblemente se caracterizaron por una rápida subducción de la corteza oceánica delgada y grandes cuencas de arco posterior . [50] Por el contrario, los volcanes más jóvenes de 1.890 millones de años indican evidencia de engrosamiento de la corteza. [50] Esto se debió al crecimiento a largo plazo de los arcos volcánicos por la actividad volcánica continua y el engrosamiento tectónico asociado con las colisiones de arcos y la deformación sucesiva de los mismos. [50] Esto a su vez siguió a un evento masivo de construcción de montañas llamado orogenia Trans-Hudson .
El período Cretácico , hace 145-66 millones de años, fue un período de vulcanismo kimberlítico activo en la cuenca sedimentaria del oeste de Canadá de Alberta y Saskatchewan. El campo kimberlítico de Fort à la Corne en el centro de Saskatchewan se formó hace entre 104 y 95 millones de años durante el Cretácico Inferior . [51] A diferencia de la mayoría de los campos kimberlíticos de la Tierra, el campo kimberlítico de Fort à la Corne se formó durante más de un evento eruptivo. [52] Sus kimberlitas se encuentran entre los ejemplos más completos de la Tierra, y conservan chimeneas kimberlíticas y volcanes maar . [53] La provincia kimberlítica del norte de Alberta consta de tres campos kimberlíticos conocidos como las montañas Birch , las colinas Buffalo Head y el cúmulo Mountain Lake . [54] El campo de kimberlita de Birch Mountains consta de ocho chimeneas de kimberlita conocidas como Phoenix , Dragon , Xena , Legend y Valkyrie , que datan de aproximadamente 75 millones de años. [54] El campo de kimberlita de Buffalo Head Hills estuvo dominado por vulcanismo explosivo de kimberlita desde hace 88 millones de años hasta hace 81 millones de años, formando maars . [51] Las kimberlitas del campo de Buffalo Head Hills son similares a las asociadas con el campo de kimberlita de Fort à la Corne en el centro de Saskatchewan. [51] Las chimeneas de kimberlita del cúmulo de Mountain Lake se formaron durante un lapso de tiempo similar al campo de Birch Mountains hace 77 millones de años. [54]
La porción canadiense del noroeste del Pacífico comenzó a formarse durante el período Jurásico temprano cuando un grupo de islas volcánicas activas colisionaron contra un margen continental y una costa preexistentes del oeste de Canadá. [55] Estas islas volcánicas, conocidas como las Islas Intermontanas por los geocientíficos, se formaron en una placa tectónica preexistente llamada Placa Intermontana hace unos 245 millones de años por subducción de la antigua Placa Insular hacia el oeste durante el período Triásico . [55] Esta zona de subducción registra otra zona de subducción llamada Fosa Intermontana debajo de un antiguo océano entre las Islas Intermontanas y el antiguo margen continental del oeste de Canadá llamado Océano de Montaña Slide . [55] 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 este de Asia es un ejemplo de una zona de subducción gemela moderna. [55] A medida que la placa intermontana se acercaba al margen continental preexistente por la subducción en curso bajo el océano de montaña Slide, las islas intermontanas se acercaban al antiguo margen continental y la costa del oeste de Canadá, sosteniendo un arco volcánico en el antiguo margen continental del oeste de Canadá. [55] A medida que la placa norteamericana se desplazaba hacia el oeste y la placa intermontana continuaba desplazándose hacia el este hasta el antiguo margen continental del oeste de Canadá, el océano de montaña Slide comenzó a cerrarse por la subducción en curso bajo el océano de montaña Slide. [55] Esta zona de subducción finalmente se atascó y cerró por completo hace unos 180 millones de años, poniendo fin al vulcanismo del arco en el antiguo margen continental del oeste de Canadá y las islas intermontanas chocaron, formando una larga cadena de roca volcánica y sedimentaria deformada llamada el cinturón intermontano , que consiste en valles profundamente cortados, altas mesetas y tierras altas onduladas. [55] Esta colisión también aplastó y plegó rocas sedimentarias e ígneas , creando una cadena montañosa llamada el cinturón plegado de Kootenay que existía en el extremo este de la Columbia Británica. [55]
Después de que las rocas sedimentarias e ígneas se plegaron y trituraron, se produjo la creación de una nueva plataforma continental y costa. [55] La placa insular continuó subduciendo bajo la nueva plataforma continental y costa hace unos 130 millones de años durante el período Cretácico medio después de la formación del cinturón intermontano, lo que dio soporte a un nuevo arco volcánico continental llamado Arco Omineca . [55] El magma que se elevaba desde el Arco Omineca conectó con éxito el cinturón intermontano con el continente del oeste de Canadá, formando una cadena de volcanes en la Columbia Británica que existió de manera discontinua durante unos 60 millones de años. [55] El océano que se encuentra en alta mar durante este período se llama Océano del río Bridge . [55] También fue durante este período cuando existió otro grupo de islas volcánicas activas a lo largo de la plataforma continental y la costa recién construidas. [56] Estas islas volcánicas, conocidas como las islas insulares , se formaron en la placa insular por subducción de la antigua placa Farallón hacia el oeste durante la era paleozoica temprana . [56] A medida que la placa norteamericana se desplazó hacia el oeste y la placa insular se desplazó hacia el este hasta el margen continental del oeste de Canadá, el océano del río Bridge comenzó a cerrarse por la subducción en curso debajo del océano del río Bridge. [56] Esta zona de subducción finalmente se atascó y se cerró por completo hace 115 millones de años, poniendo fin al vulcanismo del Arco Omineca y las Islas Insulares colisionaron, formando el Cinturón Insular . [56] La compresión resultante de esta colisión aplastó, fracturó y dobló las rocas a lo largo del margen continental. [56] El Cinturón Insular luego se soldó al margen continental por magma que finalmente se enfrió para crear una gran masa de roca ígnea , creando un nuevo margen continental. [56] Esta gran masa de roca ígnea es el afloramiento de granito más grande de América del Norte. [56]
La placa Farallón continuó subduciendo bajo el nuevo margen continental del oeste de Canadá después de que la placa insular y las islas insulares chocaran con el antiguo margen continental, lo que dio soporte a una nueva cadena de volcanes en el continente del oeste de Canadá llamada el arco de la cordillera costera hace unos 100 millones de años durante la época del Cretácico tardío . [57] El magma que ascendía desde la placa Farallón bajo el nuevo margen continental se abrió camino hacia arriba a través del recién formado cinturón insular, inyectando enormes cantidades de granito en rocas ígneas más antiguas del cinturón insular. [56] En la superficie, se construyeron nuevos volcanes a lo largo del margen continental. [56] El basamento de este arco probablemente fue intrusiones del Cretácico temprano y el Jurásico tardío de las islas insulares. [57]
Uno de los principales aspectos que cambiaron temprano durante el Arco de la Cordillera Costera fue el estado del extremo norte de la Placa Farallón, una porción ahora conocida como la Placa Kula . [56] Hace unos 85 millones de años, la Placa Kula se separó de la Placa Farallón para formar un área de expansión del fondo marino llamada la Cordillera Kula-Farallon . [56] Este cambio aparentemente tuvo algunas ramificaciones importantes para la evolución geológica regional. Cuando este cambio se completó, el vulcanismo del Arco de la Cordillera Costera regresó y secciones del arco se elevaron considerablemente en el Cretácico tardío. [58] Esto inició un período de formación de montañas que afectó a gran parte del oeste de América del Norte llamado la orogenia Laramide . [59] 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. [55] 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. [55] 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. [56] Este granito fundido quemó los viejos sedimentos oceánicos en una brillante roca metamórfica de grado medio llamada esquisto . [56] 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 . [56] 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. [56]
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. [57] Esto fue resultado de la geometría cambiante de la placa Kula, que desarrolló progresivamente un movimiento más hacia el norte a lo largo del continente del oeste de Canadá. [56] En lugar de subducirse debajo del oeste de Canadá, la placa Kula comenzó a subducirse debajo del suroeste de Yukón y Alaska durante el período Eoceno temprano . [56] 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. [56] 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 montañas costeras . [56] Durante la construcción de intrusiones hace 70 y 57 millones de años, el movimiento hacia el norte de la placa Kula podría haber sido de entre 140 mm (6 pulgadas) y 110 mm (4 pulgadas) por año. [60] Sin embargo, otros estudios geológicos determinaron que la placa Kula se movía a un ritmo de hasta 200 mm (8 pulgadas) por año. [60]
A medida que la última de la placa Kula se desintegró y la placa Farallón avanzó de nuevo hacia esta zona desde el sur, una vez más comenzó a subducirse bajo el margen continental del oeste de Canadá hace 37 millones de años, sosteniendo una cadena de volcanes llamada Arco Volcánico de Cascada . Al menos cuatro formaciones volcánicas a lo largo de la costa de Columbia Británica están asociadas con el vulcanismo de la zona de subducción de Cascadia. [3] La más antigua es el Cinturón Volcánico de Pemberton erosionado de 18 millones de años que se extiende de oeste a noroeste desde el centro-sur de Columbia Británica hasta Haida Gwaii en el noreste, donde se encuentra a 150 kilómetros (93 millas) al oeste de la Columbia Británica continental. [3] En el sur está definido por un grupo de intrusiones epizonales y algunos restos erosivos de roca eruptiva. [3] Más al norte, en los grandes campos de hielo de Ha-Iltzuk y Waddington, incluye dos grandes calderas disecadas llamadas Caldera Silverthrone y Complejo Glaciar Franklin, mientras que Haida Gwaii, al noreste, contiene una formación volcánica que varía en edad desde el Mioceno hasta el Plioceno llamada Formación Masset . [3] Aunque están muy separadas entre sí, todas las rocas del Cinturón de Pemberton tienen una edad similar y composiciones de magma similares. [3] Por lo tanto, se cree que estas rocas magmáticas son productos del vulcanismo de arco relacionado con la subducción de la placa Farallón. [3] A finales del Plioceno, la placa Farallón se había reducido en gran medida en tamaño y su porción norte finalmente se rompió hace entre cinco y siete millones de años para formar un nuevo límite de placa llamado Falla Nootka . Esta ruptura creó las dos pequeñas placas Juan de Fuca y Explorer que se encuentran frente a la costa oeste de la isla de Vancouver .
El Cinturón Volcánico de Garibaldi , de cuatro millones de años de antigüedad , una zona de volcanes y rocas volcánicas con orientación norte-sur en las montañas costeras del sur del suroeste de Columbia Británica, se puede agrupar en al menos tres segmentos escalonados, denominados segmentos norte, central y sur. [3] El segmento norte se superpone al Cinturón Volcánico de Pemberton, más antiguo, en un ángulo bajo cerca del macizo del Monte Meager , donde las lavas del Cinturón de Garibaldi descansan sobre restos elevados y profundamente erosionados de intrusiones subvolcánicas del Cinturón de Pemberton y se combinan para formar un solo cinturón. [3] Unos pocos volcanes aislados al noroeste del macizo del Monte Meager, como la Caldera Silverthrone y el Complejo Glaciar Franklin, también se agrupan como parte del Cinturón Volcánico de Garibaldi. [61] [62] [63] Sin embargo, sus orígenes tectónicos son en gran parte inexplicados y son un tema de investigación en curso. Cuando la placa Farallón se rompió para crear la falla de Nootka hace entre cinco y siete millones de años, hubo algunos cambios aparentes a lo largo de la zona de subducción de Cascadia. Lo que está en juego es la configuración actual de la placa y la tasa de subducción, pero basándose en la composición de la roca, se puede decir que la caldera Silverthrone y el complejo glaciar Franklin están relacionados con la subducción. [62] [63] La caldera Silverthrone, aproximadamente circular, de 20 kilómetros (12 millas) de ancho y profundamente disectada en el segmento norte del cinturón volcánico de Garibaldi, se formó hace un millón de años durante el período Pleistoceno temprano . [61] La mayor parte del volcán entró en erupción hace 0,4 millones de años, pero también están presentes fases más jóvenes, que consisten en flujos de lava y volcanes subsidiarios con composiciones de andesita y andesita basáltica . [61] [64] El monte Silverthrone , un domo de lava erosionado en el borde noreste de la caldera Silverthrone, estuvo activo episódicamente durante las etapas de vulcanismo de Pemberton y Garibaldi. [3] El complejo glaciar Franklin erosionado, justo al sureste, está formado por rocas de dacita y andesita cuya antigüedad varía de 3,9 a 2,2 millones de años. [61] Al sureste del complejo glaciar Franklin, los conos del río Bridge comprenden restos de conos de basalto alcalino y andesítico y flujos de lava. [3] Estos tienen una antigüedad de entre aproximadamente un millón de años y 0,5 millones de años y comúnmente muestran características de contacto con el hielo relacionadas con erupciones subglaciales . [3]El macizo del Monte Meager, el volcán más persistente en la parte norte del Cinturón Volcánico de Garibaldi, es un complejo de al menos cuatro estratovolcanes superpuestos hechos de dacita y riodacita que se vuelven progresivamente más jóvenes de sur a norte, con una edad que varía de dos millones a 2.490 años. [3] El segmento central del Cinturón Volcánico de Garibaldi está definido por un grupo de ocho volcanes en una cresta de tierras altas al este del río Squamish , y por restos de flujos de lava basáltica preservados en el valle adyacente de Squamish. [3] El Monte Cayley , el volcán más grande y persistente, es un estratovolcán profundamente erosionado que comprende un complejo de domo de lava hecho de dacita y riodacita menor con una edad que varía de 3,8 a 0,31 millones de años. [3] El monte Fee , un estrecho tapón volcánico hecho de riodacita de aproximadamente 1 kilómetro (3300 pies) de largo y 250 metros (820 pies) de ancho, se eleva 150 metros (490 pies) por encima de la cresta de las tierras altas. [3] La denudación completa de la columna central, así como la ausencia de till bajo los flujos de lava del monte Fee, sugieren una edad preglacial. [3] Los otros volcanes del cinturón central de Garibaldi, incluidos Ember Ridge , Pali Dome , Cauldron Dome , Slag Hill , Mount Brew y Crucible Dome , se formaron durante erupciones subglaciales para desarrollar formas similares a tuya con márgenes de contacto con el hielo muy empinados. [3] Los volcanes primarios en el segmento sur son el monte Garibaldi , el monte Price y The Black Tusk . [3] El volcán más antiguo, The Black Tusk, son los restos de un estratovolcán andesítico extinto que se formó durante dos etapas distantes de actividad volcánica, la primera entre hace 1,1 y 1,3 millones de años y la segunda entre hace 0,17 y 0,21 millones de años. [3] El monte Garibaldi, un estratovolcán bastante diseccionado a 80 kilómetros (50 millas) al norte de Vancouver , fue construido por erupciones de Peléan entre 0,26 y 0,22 millones de años durante las etapas finales del último período glacial, o "Wisconsiniano" . [3] El monte Price, un estratovolcán menos significativo justo al norte del monte Garibaldi, se formó durante tres períodos distintos de actividad volcánica que comenzaron hace 1,2 millones de años y culminaron con la erupción del pico Clinker en su flanco occidental hace 0,3 millones de años. [3]Además de los grandes volcanes centrales de andesita-dacita, la parte sur del Cinturón Volcánico de Garibaldi incluye restos de flujos de lava de basalto y andesita basáltica y rocas piroclásticas . [3] Estos incluyen flujos de lava que llenan valles intercalados con till que contiene madera de unos 34.000 años de antigüedad. [3]
El Cinturón Volcánico de Alert Bay , poco estudiado, se extiende desde la península de Brooks , en la costa noroeste de la isla de Vancouver, hasta Port McNeill, en la costa noreste de la isla de Vancouver. [3] Abarca varios restos separados de pilas volcánicas del Neógeno tardío e intrusiones relacionadas que varían en composición desde basalto hasta riolita y en edad desde aproximadamente ocho millones de años en el oeste hasta aproximadamente 3,5 millones de años en otros lugares. [3] Los análisis de elementos principales de las rocas volcánicas e hipabisales de Alert Bay sugieren dos suites diferentes de basalto-andesita-dacita-riolita con tendencias de fraccionamiento divergentes. [3] La primera coincide con la tendencia típica calcoalcalina en cascada, mientras que la otra es más alcalina y más enriquecida con Fe siguiendo una tendencia que se extiende a ambos lados del límite calcoalcalino-toleíta. [3] El extremo occidental del Cinturón Volcánico de Alert Bay está ahora a unos 80 kilómetros (50 millas) al noreste de la falla de Nootka. [3] Sin embargo, en el momento de su formación, el cinturón volcánico puede haber coincidido con el límite de la placa subducida. [3] Además, el momento del vulcanismo corresponde a los cambios en el movimiento de las placas y a los cambios en el lugar del vulcanismo a lo largo de los cinturones volcánicos de Pemberton y Garibaldi. [3] Este 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. [3] Debido a que el Cinturón Volcánico de Alert Bay no ha estado activo durante al menos 3,5 millones de años, el vulcanismo en el Cinturón Volcánico de Alert Bay probablemente esté extinto. [65]
El Grupo Chilcotin , una gran provincia ígnea y meseta volcánica de 50.000 km2 ( 19.000 millas cuadradas) en el centro-sur de Columbia Británica, consiste en flujos de lava basáltica en columnas delgadas, planas y mal formadas que se han formado como resultado de la fusión parcial en una zona débil en la parte superior del manto de la Tierra dentro de una cuenca de arco posterior relacionada con la subducción de la placa de Juan de Fuca. [3] El vulcanismo del Grupo Chilcotin ocurrió en tres episodios magmáticos distantes, el primero hace 16-14 millones de años, el segundo hace 10-6 millones de años y el tercero hace 3-1 millón de años. [3] Se sugiere que Anahim Peak , un tapón volcánico cerca del flanco oriental de la Cordillera Arcoíris, y otros tapones que penetran en el Grupo Chilcotin son respiraderos para el vulcanismo basáltico. [3] Estos tapones volcánicos forman una tendencia al noroeste a unos 150 kilómetros (93 millas) tierra adentro desde los cinturones volcánicos de Pemberton y Garibaldi y existen a lo largo del eje de la meseta volcánica. [3] La toba silícea que se encuentra entre los flujos de lava basáltica de Chilcotin, probablemente se originó a partir de erupciones explosivas relacionadas con el vulcanismo de arco en los cinturones de Garibaldi y Pemberton justo al oeste y se conservó entre erupciones de lava basáltica sucesivas en la cuenca de arco posterior de Chilcotin. [3] Los geocientíficos sugieren que el Grupo Chilcotin forma una secuencia de volcanes en escudo de perfil bajo fusionados que estallaron desde respiraderos centrales. [3]
La provincia volcánica de la Cordillera del Norte del noroeste de la Columbia Británica, también llamada cinturón volcánico de Stikine, es la región volcánica más activa de Canadá. [66] Comprende una gran cantidad de pequeños conos de ceniza y llanuras de lava asociadas, y tres grandes volcanes de composición diversa, conocidos como Level Mountain , el complejo volcánico Mount Edziza y Hoodoo Mountain . [3] En el sur, la provincia volcánica es algo estrecha y cruza diagonalmente a través de la tendencia estructural noroeste de las Montañas Costeras. [3] Más al norte está menos claramente definida, formando un gran arco que gira hacia el oeste a través del centro de Yukón . [3] Los volcanes dentro de la porción de Columbia Británica de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte están dispuestos a lo largo de segmentos cortos, escalonados con tendencia al norte que, en la porción de Columbia Británica de la provincia volcánica, están inequívocamente involucrados con estructuras de rift con tendencia al norte, incluyendo fosas sinvolcánicas y semifosas similares al Rift de África Oriental , que se extiende desde la Triple Unión de Afar hacia el sur a través del este de África. [3] El sistema de rift de la Cordillera del Norte se formó como resultado del estiramiento del continente norteamericano por fuerzas de extensión a medida que la Placa del Pacífico se desliza hacia el norte a lo largo de la Falla de la Reina Carlota hacia el oeste, en su camino hacia la Fosa de las Aleutianas , que se extiende a lo largo de la costa sur de Alaska y las aguas adyacentes del noreste de Siberia frente a la costa de la Península de Kamchatka . [66] A medida que la corteza continental se estira, las rocas cercanas a la superficie se fracturan a lo largo de grietas de inclinación pronunciada paralelas a la grieta conocidas como fallas . El magma basáltico caliente se eleva a lo largo de estas fracturas para crear erupciones de lava pasivas. Las composiciones de lavas en la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte son basalto olivino alcalino derivado del manto, hawaiita menor y basanita , que forman los grandes volcanes en escudo y pequeños conos de ceniza en toda la provincia volcánica. [3] Muchos de ellos contienen inclusiones de lherzolita . [3] Los grandes volcanes centrales de la provincia volcánica consisten principalmente en lavas de traquita , pantellerita y comendita . [3] Estas composiciones de lava se formaron por fraccionamiento de magma basalto alcalino primario en depósitos de la corteza. [3]Una región de rifting continental, como la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte, apoyaría el desarrollo de yacimientos de alto nivel de tamaño y capacidad térmica suficientes para sostener un fraccionamiento prolongado. [3]
El Cinturón Volcánico de Anahim se extiende desde la costa de Columbia Británica a través de las Montañas Costeras hasta la Meseta Interior. [3] Su extremo occidental está definido por rocas volcánicas comagmáticas e intrusivas alcalinas del complejo Bella Bella-King Island, expuestas en fiordos e islas de las Montañas Costeras occidentales. [3] La porción central del Cinturón Volcánico de Anahim contiene tres volcanes escudo complejos, conocidos como las cordilleras Rainbow , Ilgachuz e Itcha . [3] Estos volcanes escudo bastante diseccionados se encuentran en el extremo norte de la meseta de lava del Grupo Chilcotin y los flujos de lava distales en los márgenes de los volcanes escudo se fusionan imperceptiblemente con los flujos de lava planos que comprenden la meseta de lava del Grupo Chilcotin. [3] A diferencia del basalto del Grupo Chilcotin, que no está asociado con ningún derivado félsico, los volcanes del Cinturón Volcánico Anahim central son marcadamente bimodales y comprenden un conjunto mixto de basalto y rocas silícicas peralcalinas. [3] Aunque los volcanes del Cinturón Volcánico de Anahim parecen fusionarse lateralmente con las lavas del Grupo Chilcotin, se desconoce la naturaleza particular y la conexión entre el Cinturón Volcánico de Anahim y el Grupo Chilcotin. [3] Sin embargo, los volcanes dentro del Cinturón Volcánico de Anahim generalmente se vuelven más jóvenes desde la costa de Columbia Británica hasta cerca de la pequeña ciudad de Quesnel más al este, lo que indica que estos volcanes pueden haberse formado como resultado del paso de la Placa Norteamericana sobre una posible columna del manto conocida como el punto caliente de Anahim , mientras que el Grupo Chilcotin está relacionado con el vulcanismo de la cuenca de arco posterior. [67] El Cono Nazko , un grupo de conos de ceniza basáltica en el área de Nazko a 75 kilómetros (47 millas) al oeste de Quesnel, forma la parte más joven y más oriental del Cinturón Volcánico de Anahim con fechas de 7200 años. [3]
La cresta Explorer , una cadena montañosa submarina que se encuentra a 160 kilómetros (99 millas) al oeste de la isla de Vancouver en la costa de Columbia Británica, consiste en una zona de rift con tendencia norte-sur. [68] Contiene un segmento principal conocido como la cresta Explorer Sur, junto con otros segmentos más pequeños, como la cresta Explorer Norte. [69] Con una profundidad de 1.800 metros (5.900 pies), la cresta Explorer Sur es relativamente poco profunda en comparación con la mayoría de las otras zonas de rift del noreste del océano Pacífico, lo que indica que ha habido una actividad volcánica considerable a lo largo de esta parte de la cresta Explorer en los últimos 100.000 años. [69] Magic Mountain , una gran área de ventilación hidrotermal en la cresta Explorer Sur, es un escenario de esta actividad volcánica. [69] A diferencia de la mayoría de los sistemas hidrotermales que se encuentran en el océano Pacífico, el sitio de Magic Mountain está situado fuera de la zona de rift principal. [68] La fuente del fluido hidrotermal que alimenta a Magic Mountain probablemente se eleva a lo largo de sistemas de fracturas asociados con un episodio reciente de rifting que, a su vez, siguió a un derrame masivo de lava. [68] Por el contrario, la Northern Explorer Ridge ha evolucionado hasta convertirse en una estructura compuesta compleja que consiste en varias cuencas de rift delimitadas por medio fosas y fallas en forma de arco con un patrón superpuesto de fosas romboédricas y horsts .
El Segmento Endeavor, una zona de rift activa de la dorsal más grande de Juan de Fuca en la costa de Columbia Británica, contiene un grupo de fumarolas negras activas llamadas respiraderos hidrotermales de Endeavor , ubicados a 250 kilómetros (160 millas) al suroeste de la isla de Vancouver. [70] Este grupo de respiraderos hidrotermales se encuentra a 2250 metros (7380 pies) bajo el nivel del mar y consta de cinco campos hidrotermales, conocidos como Sasquatch , Saily Dawg , High Rise , Mothra y Main Endeavor . [70] Al igual que los respiraderos hidrotermales típicos, los respiraderos hidrotermales de Endeavor se forman cuando el agua de mar fría se filtra en grietas y hendiduras en el Segmento Endeavor, donde se calienta por el magma que se encuentra debajo del fondo marino. A medida que el agua se calienta, se eleva y busca un camino de regreso al Océano Pacífico a través de aberturas en el Segmento Endeavor, formando respiraderos hidrotermales. Estos respiraderos hidrotermales liberan fluidos con temperaturas de más de 300 ° C y han sido un foco de investigación por parte de científicos canadienses e internacionales. [70] El sumergible de investigación de aguas profundas tripulado de la Marina de los Estados Unidos DSV Alvin y el vehículo submarino operado a distancia Jason han realizado trabajos en los respiraderos hidrotermales Endeavor. [70] Los estudios conjuntos de Canadá y Estados Unidos han hecho uso de la Plataforma canadiense operada a distancia para las ciencias oceánicas. [70] Pesca y Océanos Canadá ha llevado a cabo amplios programas de instrumentos acústicos y de amarre en los respiraderos hidrotermales Endeavor desde 1985. [70]
Grandes volúmenes de lava basáltica cubrieron el norte de Canadá en forma de un evento de inundación basáltica hace 1267 millones de años que envolvió el paisaje cerca del río Coppermine al suroeste del golfo de Coronación en el Ártico canadiense. [22] Esta actividad volcánica construyó una extensa meseta de lava y una gran provincia ígnea con un área de 170 000 km2 ( 65 637 millas cuadradas) que representa un volumen de lavas de al menos 500 000 km3 ( 119 956 millas cúbicas). [22] Con un área de 170 000 km2 ( 65 637 millas cuadradas) y un volumen de al menos 500 000 km3 ( 119 956 millas cúbicas), es más grande que el Grupo de Basalto del Río Columbia en los Estados Unidos y comparable en tamaño a las Trampas del Decán en el centro-oeste de la India , lo que lo convierte en uno de los eventos de inundación basáltica más grandes que jamás haya aparecido en el continente norteamericano, así como en la Tierra. Este evento eruptivo masivo se asoció con el evento magmático Mackenzie, que incluyó la intrusión Muskox máfica-ultramáfica coetánea en capas y el enorme enjambre de diques Mackenzie que diverge de los basaltos de inundación del río Coppermine . [71] El espesor máximo de los basaltos de inundación es de 4,7 km (3 mi) y consiste en 150 flujos de lava, cada uno de 4 a 100 m (13 a 328 pies) de espesor. [71] Estos flujos de lava basáltica de inundación erupcionaron durante un solo evento que duró menos de cinco millones de años. [71] El análisis de la composición química de las lavas proporciona pistas importantes sobre el origen y la dinámica del vulcanismo basáltico de inundación. [71] Las lavas más bajas se produjeron por fusión en el campo de estabilidad de granate debajo de la superficie a una profundidad de más de 90 kilómetros (56 mi) en un entorno de penacho de manto debajo de la litosfera de América del Norte . [71] A medida que la columna del manto se introducía en las rocas del Escudo Canadiense, creó una zona de afloramiento de roca fundida conocida como el punto caliente de Mackenzie . Las lavas superiores se contaminaron parcialmente con rocas de la corteza a medida que los magmas de la columna del manto pasaban a través de la corteza inferior y superior. [71]
Durante el período Jurásico Temprano , hace 196 millones de años, el punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro existía en el área de Rankin Inlet en el sur de Nunavut a lo largo de la costa noroeste de la Bahía de Hudson , produciendo magmas de kimberlita. [72] Esto marca la primera aparición del punto caliente de Nueva Inglaterra, así como la erupción de kimberlita más antigua en toda la trayectoria del punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro , que se extiende hacia el sureste a través de Canadá y entra en el Océano Atlántico norte , donde se encuentra el punto caliente de Nueva Inglaterra. [72]
La provincia magmática de la cuenca de Sverdrup, en el norte de Nunavut, forma una gran provincia ígnea de entre 95 y 92 millones de años de antigüedad en el Ártico canadiense. [73] Forma parte de la gran provincia ígnea del Alto Ártico y está formada por dos formaciones volcánicas llamadas los volcanes de la isla Ellesmere y la formación Strand Fiord . En la formación Strand Fiord, las lavas basálticas de inundación alcanzan un espesor de al menos 1 kilómetro (3300 pies). [73] Los basaltos de inundación de la provincia magmática de la cuenca de Sverdrup son similares a los basaltos de inundación terrestres asociados con la ruptura de los continentes, lo que indica que la provincia magmática de la cuenca de Sverdrup se formó como resultado de la ruptura del océano Ártico y cuando la gran dorsal submarina Alpha aún estaba geológicamente activa. [73]
Hace entre 60,9 y 61,3 millones de años se produjo un vulcanismo basáltico generalizado en el norte del mar de Labrador , el estrecho de Davis y en el sur de la bahía de Baffin, en la costa oriental de Nunavut, durante el Paleoceno , cuando América del Norte y Groenlandia se estaban separando por movimientos tectónicos. Esto fue resultado de la expansión del fondo marino , donde se estaba creando un nuevo fondo marino a partir del magma ascendente. Los estudios científicos han indicado que casi el 80% del magma entró en erupción en un millón de años o menos. [74] La fuente de esta actividad volcánica fue la columna de Islandia junto con su expresión superficial, el punto caliente de Islandia . [74] Esta actividad volcánica formó parte de una gran provincia ígnea que está hundida bajo el norte del mar de Labrador. [74] Otro período de actividad volcánica comenzó en la misma región hace unos 55 millones de años durante el Eoceno, cuando la dorsal mesoatlántica con tendencia norte-sur comenzó a formarse bajo el océano Atlántico norte al este de Groenlandia. La causa de este vulcanismo podría estar relacionada con el derretimiento parcial del movimiento de un sistema de fallas transformantes que se extiende desde el mar de Labrador al sur y la bahía de Baffin al norte. [74] Aunque la región fue alejada de la columna de Islandia por el movimiento de las placas durante millones de años, la fuente del derretimiento parcial durante el período final de actividad volcánica puede haber sido los restos de magma de la columna de Islandia, todavía anómalamente caliente, que quedaron varados debajo de la litosfera de América del Norte en el período Paleoceno. [74] La mayoría de los diatremas en los Territorios del Noroeste se formaron por erupciones volcánicas hace entre 45 y 75 millones de años durante los períodos Eoceno y Cretácico Superior .
La actividad volcánica más reciente ha creado una línea de rocas volcánicas con dirección noroeste llamada Cinturón Volcánico de Wrangell . [3] Este cinturón volcánico se encuentra en gran parte en el estado estadounidense de Alaska , pero se extiende a través de la frontera entre Alaska y Yukón hasta el suroeste de Yukón, donde contiene restos dispersos de lavas subaéreas y rocas piroclásticas que se conservan a lo largo de toda la franja oriental de las montañas de San Elías cubiertas de hielo . [3] El Cinturón Volcánico de Wrangell se formó como resultado del vulcanismo de arco relacionado con la subducción de la Placa del Pacífico bajo la porción norte de la Placa Norteamericana. [3] En grandes áreas, las rocas extrusivas se encuentran en pilas planas no perturbadas sobre una superficie terciaria de relieve moderado. [3] Sin embargo, localmente, los estratos de la misma edad se han visto afectados por un pulso tardío de tectonismo, durante el cual fueron fallados, contorsionados en pliegues simétricos apretados o anulados por rocas del basamento preterciario a lo largo de fallas de empuje inclinadas hacia el suroeste. [3] Un considerable levantamiento reciente, acompañado de una rápida erosión, ha reducido áreas que alguna vez fueron vastas de rocas volcánicas del Terciario superior a pequeños restos aislados. [3] Aunque no se han producido erupciones en la porción de Yukón del Cinturón de Wrangell durante los últimos cinco millones de años, dos grandes erupciones explosivas ( VEI-6 ) del Monte Churchill a 24 kilómetros (15 millas) al oeste de la frontera entre Alaska y Yukón, crearon el depósito de cenizas del río White . [75] Se estima que este depósito de cenizas volcánicas tiene entre 1.890 y 1.250 años de antigüedad, y cubre más de 340.000 km2 ( 130.000 millas cuadradas) del noroeste de Canadá y el este adyacente de Alaska. [75] Las leyendas de los nativos americanos sobre el área indican que la erupción final del Monte Churchill hace 1.250 años interrumpió los suministros de alimentos y los obligó a moverse más al sur. [75]
La parte de Yukón de la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, que se dirige al noroeste, incluye los volcanes más jóvenes del norte de Canadá. El campo volcánico de Fort Selkirk en el centro de Yukón consiste en flujos de lava basáltica que llenan los valles y conos de ceniza. [20] Ne Ch'e Ddhawa , un cono de ceniza a 2 kilómetros (1,2 millas) de la conexión de los ríos Yukón y Pelly , se formó entre 0,8 y un millón de años atrás cuando esta área se encontraba debajo de la vasta capa de hielo de la Cordillera . [76] El volcán más joven, Volcano Mountain, justo al norte de la unión de los ríos Yukón y Pelly, se formó en los últimos 10.000 años (Holoceno), produciendo flujos de lava que permanecen sin vegetación y parecen tener solo unos pocos cientos de años. Sin embargo, la datación de sedimentos en un lago represado por los flujos de lava indicó que los flujos de lava más jóvenes no podrían ser más jóvenes que mediados del Holoceno y podrían ser del Holoceno temprano o más antiguos. Por lo tanto, se desconoce la actividad más reciente en el campo volcánico de Fort Selkirk. [20] Los flujos de lava de Volcano Mountain son inusuales porque se originan mucho más profundamente en el manto de la Tierra que los flujos de lava basáltica más comunes que se encuentran en todo el Yukón y son muy poco comunes en el registro geológico. [77] Esta lava, conocida como nefelinita olivina , también es inusual porque contiene fragmentos de roca pequeños, angulares a redondeados, llamados nódulos . [77]
Los cinturones de piedra verde predominantemente volcánicos del Arcaico y Proterozoico en todo Canadá son importantes para estimar el potencial mineral de Canadá . [22] En consecuencia, los geólogos estudian los cinturones de piedra verde para comprender los volcanes y el entorno en el que estallaron, y para proporcionar un modelo de trabajo para la exploración mineral. [22] El cinturón de piedra verde Flin Flon de 1.904 a 1.864 millones de años de antigüedad del centro de Manitoba y el centro-este de Saskatchewan es uno de los depósitos de mineral de sulfuro masivo volcanogénico de la era Paleoproterozoica más grandes del mundo, que contiene 27 depósitos de cobre - zinc - ( oro ) de los cuales se han extraído más de 183 millones de toneladas de mineral de sulfuro. [78] El cinturón de piedra verde Yellowknife de 2.575 millones de años de antigüedad en los Territorios del Noroeste alberga depósitos de oro de clase mundial con una producción total de 15 millones de onzas de oro. [79] En el cinturón de rocas verdes de Archean Hope Bay en el oeste de Nunavut, se han conocido tres grandes depósitos de oro como Doris, Boston y Madrid, [80] mientras que el cinturón de rocas verdes de Abitibi, de 2.677 millones de años de antigüedad, en Ontario y Quebec, es la segunda zona de producción de oro más prolífica de la Tierra; la zona de producción de oro más prolífica es la cordillera de Witwatersrand en Sudáfrica . [81]
Se sabe que otras formaciones magmáticas, como los enjambres de diques y los umbrales , contienen depósitos de metales básicos y preciosos . El enjambre de diques Matachewan de 2500 a 2450 millones de años de antigüedad del este de Ontario alberga la intrusión East Bull Lake de 20 kilómetros (12 millas) de longitud de 2491 a 2475 millones de años y las intrusiones asociadas. [4] El evento magmático Ungava de 2217 a 2210 millones de años fue la fuente de los umbrales Nipissing de Ontario y ha sido históricamente importante para la mineralización de cobre, plata y arsénico , y también tiene el potencial de contener metales del grupo del platino . [4] Un tercer evento importante es el magmatismo de 1.885 a 1.865 millones de años del Cinturón Circum-Superior que rodea gran parte del cratón Superior desde la depresión de Labrador en Labrador y el noreste de Quebec, aunque el Cinturón de Cape Smith en el norte de Quebec, las Islas Belcher en el sur de Nunavut, los cinturones de Fox River y Thompson en el norte de Manitoba, el cinturón de komatiita de Winnipegosis en el centro de Manitoba y en el lado sur del cratón Superior en la Cuenca de Animikie en el noroeste de Ontario. [4] Dentro de la gran provincia ígnea Circum-Superior se incluyen importantes depósitos de níquel de los cinturones de Thompson y Raglan, que probablemente se derivaron de más de una fuente de magma. [4] El principal magmatismo de enjambre de diques Mackenzie de 1.267 millones de años en la parte occidental del Escudo Canadiense es el anfitrión de la altamente prospectada intrusión Muskox . [4] Otro evento significativo fue el magmatismo que formó el enjambre de diques Franklin de 723 millones de años en el norte de Canadá y que ha sido intensamente explotado en busca de níquel, cobre y metales del grupo del platino. [4] La meseta oceánica acretada de 230 millones de años , Wrangellia en Columbia Británica y Yukón, también ha sido explorada en busca de níquel, cobre y metales del grupo del platino. [4]
Los diatremas o chimeneas de kimberlita en todo Canadá también han sido importantes económicamente, porque los magmas de kimberlita son la principal fuente mundial de diamantes de calidad gema . [82] Las chimeneas de kimberlita se forman cuando los magmas de kimberlita se elevan considerablemente desde profundidades de hasta 400 kilómetros (250 mi). [83] A medida que los magmas de kimberlita se acercan a una profundidad de al menos 2 kilómetros (1,2 mi), el magma explota violentamente a través de la corteza terrestre, llevando fragmentos de roca que ha recolectado en el camino y, en las condiciones adecuadas, posiblemente diamantes, a la superficie. [83] Los diatremas de edad del Eoceno (ca. 55-50 Ma) del campo de kimberlita de Lac de Gras en el cratón central de Slave de los Territorios del Noroeste sostienen dos minas de diamantes de clase mundial, llamadas Ekati y Diavik . [84] Ekati, la primera mina de diamantes de Canadá, [85] ha producido 40.000.000 de quilates (8.000 kg) de diamantes en seis minas a cielo abierto entre 1998 y 2008, [85] mientras que Diavik, al sureste, ha producido 35.400.000 quilates (7.080 kg) de diamantes desde su fundación en 2003. [86] La chimenea de kimberlita diamantífera de Drybones Bay es la diatrema más grande descubierta en los Territorios del Noroeste, con unas dimensiones de 900 por 400 metros (3.000 pies × 1.300 pies). [87] Las diatremas diamantíferas de los Territorios del Noroeste y Alberta tienen el potencial de convertir a Canadá en uno de los principales productores mundiales de diamantes de calidad gema. [82]
Canadá sigue siendo volcánicamente activo, pero la población dispersa ha sido testigo de pocas erupciones debido a la lejanía de los volcanes y su bajo nivel de actividad. [88] El lapso de actividad volcánica registrada y presenciada en Canadá difiere de una región a otra y al menos dos erupciones han sido presenciadas por personas. [89] Parte del Cinturón de Fuego del Pacífico , existen más de 200 volcanes potencialmente activos en todo Canadá, 49 de los cuales han entrado en erupción en los últimos 10.000 años ( Holoceno ). [88] Esto es muy reciente en términos geológicos, lo que sugiere que los volcanes en Canadá tienen actividad en curso. [2] Estudios científicos en curso han indicado que ha habido terremotos asociados con al menos diez volcanes canadienses, incluidos: Monte Garibaldi , [90] Hoodoo Mountain , [90] Castle Rock , [90] Monte Cayley , [90] El Volcán , [90] Crow Lagoon , [90] Silverthrone Caldera , [90] Macizo del Monte Meager , [90] el campo volcánico Wells Gray-Clearwater , [90] y el complejo volcánico del Monte Edziza . [90]
El macizo del Monte Meager en el Cinturón Volcánico Garibaldi del suroeste de Columbia Británica fue la fuente de una masiva erupción pliniana ( VEI -5) hace 2.350 años similar en carácter a la erupción de 1980 del Monte St. Helens en el estado estadounidense de Washington . [91] [92] La erupción se originó en un respiradero en el flanco noreste de Plinth Peak , el más alto y uno de los cuatro estratovolcanes superpuestos que juntos forman el macizo del Monte Meager. [93] Esta actividad produjo una secuencia diversa de depósitos volcánicos, bien expuestos en acantilados a lo largo de los 209 kilómetros (130 millas) de largo del río Lillooet , que se agrupan como parte de la Formación Pebble Creek . [94] El poder explosivo asociado con esta erupción pliniana envió una columna de ceniza que se estima que se elevó al menos 20 kilómetros (12 millas) por encima de Meager, lo que indica que entró en la segunda capa principal de la atmósfera de la Tierra . [92] Como los vientos predominantes enviaron ceniza y polvo hasta 530 kilómetros (330 millas) al este, crearon el gran depósito de ceniza del río Bridge , que se extendió desde el monte Meager hasta el centro de Alberta. [92] [95] Los flujos piroclásticos viajaron 7 kilómetros (4 millas) río abajo desde el respiradero y enterraron árboles a lo largo de las laderas boscosas de Meager, que se quemaron en el lugar. [92] [96] Un delantal inusual y grueso de brecha vitrofírica soldada puede representar el colapso explosivo de un antiguo domo de lava que depositó ceniza de varios metros de espesor cerca del área del respiradero. [92] [94] Este colapso bloqueó el río Lillooet a una altura de al menos 100 metros (330 pies), formando un lago. [94] El lago alcanzó una elevación máxima de 810 metros (2660 pies) y, por lo tanto, tenía al menos 50 metros (160 pies) de profundidad. [94] Los depósitos piroclásticos que bloqueaban el río Lillooet finalmente se erosionaron por la actividad del agua, lo que provocó una inundación masiva que envió pequeñas rocas del tamaño de una casa por el valle del río Lillooet y formó las cataratas Keyhole de 23 metros (75 pies) de altura . [92] La fase final de la actividad produjo un flujo de lava de dacita vítrea de 2 kilómetros (1,2 millas) de largo que varía de 15 a 20 m (49 a 66 pies) de espesor. Esta es la erupción explosiva más grande conocida en Canadá en los últimos 10 000 años. [93] Se encuentran dos grupos de fuentes termales en el macizo del Monte Meager, lo que sugiere que el calor magmático aún está presente y que la actividad volcánica continúa. [93]
El enorme complejo volcánico del Monte Edziza en la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte del norte de la Columbia Británica ha tenido más de 20 erupciones a lo largo de los últimos 10.000 años (Holoceno), incluyendo Mess Lake Cone , [97] Kana Cone , [98] Cinder Cliff , [99] Icefall Cone , [100] Ridge Cone , [101] Williams Cone , [102] Walkout Creek Cone , [103] Moraine Cone , [104] Sidas Cone , [105] Sleet Cone , [106] Storm Cone , [107] Triplex Cones , [108] Twin Cone , [109] Cache Hill , [110] Camp Hill , [111] Cocoa Crater , [112] Coffee Crater , [113] Nahta Cone , [114] Tennena Cono , [115] El Platillo , [116] y el bien conservado Cono Eve . [10] [117] Se encuentran fuentes termales activas o recientemente activas en varias áreas a lo largo del flanco occidental de la meseta de lava de Edziza, incluidos los manantiales Elwyn (36 ° C ), los manantiales Taweh (46 ° C) y los manantiales inactivos cerca del lago Mess . [10] Las tres áreas hidrotermales están cerca de los campos de lava más jóvenes en la meseta de lava y probablemente estén asociadas con la actividad volcánica más reciente en el complejo volcánico del Monte Edziza. [10] Existe un depósito de piedra pómez sin fecha en todo el complejo que se estima que tiene menos de 500 años. [118]
El cono Kostal, en el campo volcánico Wells Gray-Clearwater del centro-este de la Columbia Británica, es un cono de ceniza responsable de los flujos de lava basáltica que forman un lecho de lava y que represa el extremo sur del lago McDougall . [119] Ha habido actividad en este sitio tan recientemente como hace 7.600 años en Dragon Cone , aunque es más probable que haya sido hace menos de 1.000 años. El cono Kostal es demasiado joven para la técnica de datación de potasio-argón (utilizable en especímenes de más de 100.000 años), y no se ha encontrado material orgánico carbonizado para la datación por radiocarbono . Sin embargo, la estructura no erosionada del cono con la existencia de árboles en sus flancos y cumbre lo han convertido en un área para estudios de dendrocronología , que revela el crecimiento de patrones de anillos de árboles. [120] La datación de anillos de árboles ha revelado una edad de aproximadamente 400 años para Kostal Cone, lo que indica que se formó alrededor de 1500. [120] [121] Esto hace que Kostal Cone sea el volcán más joven en el campo volcánico Wells Gray-Clearwater y, por lo tanto, uno de los más jóvenes de Canadá. [121]
El cono Tseax , un cono de ceniza joven en el extremo sur de la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, fue la fuente de una importante erupción de flujo de lava basáltica alrededor de los años 1750 y 1775 que viajó hacia el río Tseax , represándolo y formando el lago de lava . [122] Posteriormente, el flujo de lava viajó 11 kilómetros (7 millas) al norte hasta el río Nass , donde llenó el fondo plano del valle durante 10 kilómetros (6 millas) adicionales, lo que hace que todo el flujo de lava tenga 22,5 kilómetros (14,0 millas) de largo. [90] [122] Las leyendas nativas del pueblo Nisga'a en el área hablan de un período prolongado de perturbación por el volcán, incluida la destrucción de dos aldeas Nisga'a conocidas como Lax Ksiluux y Wii Lax K'abit. [122] [123] El pueblo Nisga'a cavó pozos para refugiarse, pero al menos 2.000 personas Nisga'a murieron debido a los gases volcánicos y al humo venenoso (muy probablemente dióxido de carbono ). [90] [91] [122] Este es el peor desastre geofísico conocido de Canadá. [91] Es la única erupción en Canadá para la que se ha demostrado que las leyendas de los pueblos de las Primeras Naciones son ciertas. [90] A partir de 1993, el cono Tseax descansa tranquilamente en el Parque Provincial Nisga'a Memorial Lava Beds . [90]
El 8 de noviembre de 1898, los mineros de placer informaron de una erupción en el campo volcánico de Atlin , en la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, adyacente al volcán Ruby Mountain, a 80 kilómetros (50 millas) al sur del lago Gladys, cuando se dijo que caían cenizas volcánicas durante muchos días. [124] [125] Durante la erupción, los mineros de placer adyacentes pudieron trabajar de noche gracias al resplandor incandescente de la erupción. [124] Un informe de prensa publicado el 1 de diciembre de 1898 por el editor de periódicos estadounidense The New York Times decía: Kinslee y TP James, mineros de Denver que con el coronel Hughes de Rossland acaban de regresar de Alaska, informan de que un volcán está en erupción activa a unas cincuenta millas de la ciudad de Atlin. Todavía no se ha dado ningún nombre al volcán, pero los funcionarios de Atlin se están preparando para un viaje de inspección y lo bautizarán. Se dice que es la segunda de una cadena de cuatro montañas que se encuentran a ochenta kilómetros al sur del lago Gladys, todas ellas de más de 425 metros de altura. [126] En 1898, la zona de Atlin estaba en disputa con el límite entre Alaska y Columbia Británica , lo que llevó a los locutores de noticias estadounidenses a afirmar que la zona de Atlin estaba en Alaska y no en el noroeste de Columbia Británica. Esta disputa sobre el límite entre Alaska y Columbia Británica finalmente se resolvió mediante arbitraje en 1903 y no se ha encontrado ninguna evidencia de la erupción de 1898, lo que llevó a los investigadores a especular sobre la erupción y a informarla como incierta. [124]
El volcán en el extremo sur de la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, justo al norte del límite entre Alaska y Columbia Británica, es probablemente el más joven de Canadá. [127] Es un cono de ceniza mal construido hecho de ceniza volcánica suelta, tefra del tamaño de lapilli y bombas volcánicas . [127] [128] Ubicado sobre una remota cresta montañosa en las cordilleras fronterizas de las montañas costeras, es responsable de las erupciones de flujo de lava en 1904 y anteriores que viajaron al sur 5 kilómetros (3 millas) a través de valles fluviales donde cruzaron la frontera hacia el estado estadounidense de Alaska y represaron el río Azul, un corto afluente del río Unuk . [127] Al hacerlo, formó varios lagos pequeños. [127] Esta erupción tuvo un efecto masivo en los peces, plantas y animales habitantes del valle, pero no hay registro de su impacto en las personas, probablemente porque las personas no estaban en el área remota. [2] La longitud total de los flujos de lava es de al menos 22 kilómetros (14 millas) y aún contienen las características originales de lava de cuando entraron en erupción, incluyendo crestas de presión y canales de lava. [127] [128] Sin embargo, secciones de los flujos de lava han colapsado en tubos de lava subyacentes para formar cavidades. [128] La tefra y la escoria del Volcán cubren las crestas montañosas adyacentes y, aunque es muy joven, se ha reducido por la erosión del hielo glacial alpino que se encuentra en las Montañas Costeras fuertemente glaciadas. [128] El volumen estimado de lava y ceniza del Volcán es de 2,2 km3 ( 1 milla cúbica). [128]
Una serie de terremotos de magnitud inferior a 3,0 fueron registrados por sismógrafos en la región del río Baezaeko, a 20 kilómetros (12 millas) al oeste del cono Nazko , en el cinturón volcánico de Anahim, el 9 de octubre de 2007. [129] La causa de estos terremotos fue la intrusión de magma en la roca a 25 kilómetros (16 millas) por debajo de la superficie. [129] Desde entonces, se han registrado más de 1.000 pequeños terremotos. [130] Debido al pequeño tamaño de los enjambres de terremotos , Recursos Naturales de Canadá ha añadido más sismógrafos en la región para una mejor ubicación y precisión de profundidad. [129] Sin embargo, el tamaño y el número de los enjambres de terremotos de 2007 indican que actualmente no hay amenaza de erupción. [129] Antes de que el magma pudiera estallar en el área adyacente al cono Nazko, se espera que el tamaño y el número de los terremotos aumenten considerablemente, presagiando una erupción. [129]
En Canadá, aunque los volcanes plantean amenazas significativas a las comunidades locales y cualquier erupción considerable afectaría la economía de Canadá, el trabajo de comprender la frecuencia y las características de las erupciones en los volcanes de Canadá es un proceso lento. [2] Esto se debe a que la mayoría de los volcanes inactivos y potencialmente activos de Canadá se encuentran en regiones irregulares aisladas, muy pocos científicos estudian los volcanes canadienses y la provisión de dinero en el gobierno canadiense es limitada. [2] Debido a estos problemas, los científicos que estudian los volcanes de Canadá tienen un conocimiento básico de la herencia volcánica de Canadá y cómo podría afectar a las personas en el futuro. [2] Los vulcanólogos son conscientes de que ciertas áreas en Canadá tienen niveles más altos de actividad volcánica que otras y cómo las erupciones en estas áreas pueden afectar a las personas y al medio ambiente en el que viven. [2] Cuando un volcán muestra evidencia de actividad volcánica, se requerirá una acción rápida para comprender mejor el proceso. [2] La posibilidad más baja de una erupción en Canadá por año es de aproximadamente 1/200; para una erupción de lava pasiva la posibilidad es de aproximadamente 1/220, y para una erupción explosiva importante es de aproximadamente 1/3333. [88] Aunque los volcanes no parecen ser parte de la realidad cotidiana de los canadienses, los terremotos recurrentes y la formación de grandes cadenas montañosas en el noroeste del Pacífico indican que esta parte de Canadá todavía es geológicamente activa. La posibilidad de una erupción, incluso una gran erupción explosiva, no se puede descartar. Por tranquilos que parezcan actualmente, los volcanes del norte y oeste de Canadá son parte del Cinturón de Fuego del Pacífico . [2] Junto con los volcanes asociados con la actividad sísmica reciente, un escenario de una erupción en el monte Cayley en el suroeste de Columbia Británica ilustra cómo el oeste de Canadá está en peligro de una erupción volcánica, que no ha estallado durante al menos 310.000 años. [88] [131] Este impacto se está volviendo aún más probable a medida que la población en el noroeste del Pacífico aumenta y el desarrollo se extiende. El escenario se basa en erupciones anteriores en el Cinturón Volcánico Garibaldi de dirección norte-sur e incluye erupciones tanto explosivas como pasivas. [88] Su efecto se debe principalmente a la atención de los servicios públicos indefensos en los cañones. [88] Sin embargo, la amenaza de los volcanes fuera de Canadá parece mucho mayor que la amenaza de los volcanes dentro de Canadá debido a la falta de datos de monitoreo en los volcanes canadienses y la edad de la mayoría de los volcanes en Canadá es poco conocida. [25] Pero para algunos, su grado mínimo de erosión indica que se formaron hace mucho menos de 10.000 años, incluido el Grupo Milbanke Sound .en la isla Price , la isla Dufferin , la isla Swindle , la isla Lake y la isla Lady Douglas en el área de Milbanke Sound de la costa de Columbia Británica. [25] Sin embargo, se sabe que los volcanes en los estados estadounidenses de Alaska, Washington , Oregón y California han sido más activos en tiempos históricos que los de Canadá. [132] Por lo tanto, los volcanes en los Estados Unidos son monitoreados con precaución y atención por el Servicio Geológico de los Estados Unidos . [132]
La creciente conciencia sobre el vulcanismo, especialmente la amenaza de los volcanes en los Estados Unidos, ha llevado a una serie de cambios en la forma en que los canadienses afrontan los peligros volcánicos. Por ejemplo, The Barrier , una presa de lava inestable que retiene el sistema del lago Garibaldi en el suroeste de Columbia Británica, ha desatado en el pasado varios flujos de escombros , el más reciente en 1855-1856. [133] Esto llevó a la evacuación del pequeño pueblo turístico de Garibaldi cercano y la reubicación de los residentes en nuevas subdivisiones recreativas lejos de la zona de peligro. [133] Si The Barrier colapsara por completo, el lago Garibaldi quedaría completamente libre y los daños río abajo en los ríos Cheakamus y Squamish serían considerables, incluidos daños importantes a la ciudad de Squamish y posiblemente una ola de impacto en las aguas de Howe Sound que llegaría a la isla de Vancouver . El Plan Interagencial de Notificación de Eventos Volcánicos , el programa de notificación de emergencias volcánicas de Canadá, fue establecido para delinear el procedimiento de notificación de algunas de las principales agencias que estarían involucradas en la respuesta a una erupción volcánica en Canadá, una erupción cerca de las fronteras de Canadá, o una erupción lo suficientemente significativa como para tener un efecto en Canadá y su gente. [134] Se enfoca principalmente en la seguridad de la aviación porque los aviones a reacción pueden ingresar rápidamente a áreas de ceniza volcánica. [2] El programa notifica a todas las agencias impactadas que tienen que lidiar con eventos volcánicos. [2] Las aeronaves son desviadas lejos de las cenizas peligrosas y las personas en tierra son notificadas de la posible caída de cenizas. [2]
En la actualidad, el Servicio Geológico de Canadá no vigila con suficiente atención ningún volcán de Canadá para determinar la actividad de sus cámaras de magma . [132] Se ha establecido una red de sismógrafos para monitorear los terremotos tectónicos, pero está demasiado lejos para proporcionar una buena indicación de lo que está sucediendo debajo de ellos. [132] Puede detectar un aumento de la actividad si un volcán se vuelve muy inquieto, pero esto solo puede proporcionar una advertencia de una gran erupción. [132] Puede detectar actividad solo una vez que un volcán haya comenzado a hacer erupción. [132]
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