Cinturão vulcânico de Garibaldi
Content
Geologia
Fundo
Antes da formação de cinto de Garibaldi, vários cintos vulcânicos mais antigos, mas relacionados, foram construídos ao longo da costa sul da Colúmbia Britânica. Isso inclui o cinturão vulcânico Alert Bay, leste -oeste, na ilha de Vancouver, no norte de Vancouver, e o cinturão vulcânico de Pemberton ao longo do continente costeiro. O cinturão de Pemberton começou sua formação quando a antiga placa de Farallon estava subducindo sob a costa da Colúmbia Britânica há 29 milhões de anos durante a época do Oligoceno. Nessa época, a parte norte-central da placa Farallon estava apenas começando a subdivir sob o estado dos EUA da Califórnia, dividindo-a nas seções norte e sul. Entre 18 e cinco milhões de anos atrás, durante o período do Mioceno, o remanescente do norte da placa Farallon fraturou em duas placas tectônicas, conhecidas como placas Gorda e Juan de Fuca. Após esse rompimento, a subducção da placa de Juan de Fuca pode ter sido coincidente com o extremo norte da ilha de Vancouver oito milhões de anos atrás, durante o final do período do Mioceno. Foi quando o cinto de alerta se tornou ativo. Um breve intervalo de ajuste de movimento da placa há cerca de 3,5 milhões de anos pode ter desencadeado a geração de magma basáltico ao longo da borda da placa descendente. Esse período eruptivo pós -data a formação do cinto de Garibaldi e a evidência de vulcanismo mais recente no cinturão da baía de alerta não foi encontrado, indicando que o vulcanismo no cinturão da baía de alerta provavelmente está extinto.
A rocha sob a cadeia Garibaldi consiste em rochas graníticas e dioríticas do complexo plutônico da costa, que compõem grande parte das montanhas da costa. Este é um grande complexo de batólitos que foi formado quando as placas de Farallon e Kula estavam subdividindo ao longo da margem ocidental da placa norte -americana durante os períodos jurássicos e terciários. Encontra -se em remanescentes de arco da ilha, platôs oceânicos e margens continentais agrupadas que foram adicionadas ao longo da margem ocidental da América do Norte entre os períodos Triássico e Cretáceo.
Formação
O cinto de Garibaldi se formou em resposta à subducção contínua da placa Juan de Fuca sob a placa norte -americana na zona de subducção de Cascadia, ao longo da costa da Colúmbia Britânica. Esta é uma zona de falha de 1.094 km (680 mi) de longa duração, a 80 km (50 milhas) do noroeste do Pacífico do norte da Califórnia ao sudoeste da Colúmbia Britânica. As placas se movem a uma taxa relativa de mais de 10 mm (0,39 pol) por ano em um ângulo um tanto oblíquo na zona de subducção. Devido à grande área de falha, a zona de subducção de Cascadia pode produzir grandes terremotos de magnitude 7,0 ou mais. A interface entre o Juan de Fuca e as placas norte -americanas permanece trancada por períodos de aproximadamente 500 anos. Durante esses períodos, o estresse se baseia na interface entre as placas e causa elevação da margem norte -americana. Quando o prato finalmente desliza, os 500 anos de energia armazenada são liberados em um mega-terremoto.
Ao contrário da maioria das zonas de subducção em todo o mundo, não há uma vala oceânica profunda presente na batimetria da margem continental em Cascadia. Isso ocorre porque a boca do rio Columbia esvazia diretamente na zona de subducção e deposita lodo no fundo do Oceano Pacífico para enterrar a trincheira oceânica. Inundações maciças do lago glacial pré -histórico Missoula durante o final do Pleistoceno também depositaram quantidades maciças de sedimentos na trincheira. No entanto, em comum com outras zonas de subducção, a margem externa está sendo comprimida lentamente, semelhante a uma mola gigante. Quando a energia armazenada é repentinamente liberada por derrapagem através da falha em intervalos irregulares, a zona de subducção de Cascadia pode criar terremotos muito grandes, como o terremoto de magnitude 9.0 Cascadia em 26 de janeiro de 1700. No entanto, os terremotos ao longo da zona de subducção de Cascadia são menos que Esperado e há evidências de um declínio na atividade vulcânica nos últimos milhões de anos. A provável explicação está na taxa de convergência entre as placas Juan de Fuca e a América do Norte. Atualmente, essas duas placas tectônicas convergem de 3 cm (1,2 pol) para 4 cm (1,6 pol) por ano. Isso é apenas cerca da metade da taxa de convergência de sete milhões de anos atrás.
Os cientistas estimaram que houve pelo menos 13 terremotos significativos ao longo da zona de subducção de Cascadia nos últimos 6.000 anos. O mais recente, o terremoto de 1700 Cascadia, foi registrado nas tradições orais do povo das Primeiras Nações na ilha de Vancouver. Causou tremores consideráveis e um enorme tsunami que viajava pelo Oceano Pacífico. O tremor significativo associado a este terremoto demoliu casas das tribos Cowichan na ilha de Vancouver e causou vários deslizamentos de terra. A tremer devido a este terremoto tornou muito difícil para o povo do Cowichan ficar, e os tremores foram tão longos que ficaram doentes. O tsunami criado pelo terremoto finalmente devastou uma vila de inverno em Pachena Bay, matando todas as pessoas que moravam lá. O terremoto de 1700 em Cascadia causou subsidência quase em terra, submergindo pântanos e florestas na costa que mais tarde foram enterrados sob detritos mais recentes.
Espera -se muitos milhares de anos de dormência entre grandes erupções explosivas de vulcões no cinturão de Garibaldi. Uma possível explicação para as taxas mais baixas de vulcanismo na cadeia de Garibaldi é que o terreno associado está sendo comprimido em contraste com as partes mais sulistas do arco em cascata. Nas zonas de fenda continental, o Magma é capaz de subir pela crosta da Terra rapidamente ao longo de falhas, oferecendo menos chance de diferenciação. É provavelmente o caso ao sul de Mount Hood até a fronteira da Califórnia e o leste-sudeste do enorme vulcão de Newberry Shield adjacente à faixa de cascata no centro de Oregon, porque a zona de falha dos irmãos está nessa região. Essa zona de fenda pode explicar as enormes quantidades de lava basáltica nesta parte do arco de cascata central. Uma baixa taxa de convergência em um cenário de compressão com corpos estacionários maciços de magma sob a superfície poderia explicar o baixo volume e magmas diferenciados em todo o cinturão vulcânico de Garibaldi. Em 1958, o vulcanologista canadense Bill Mathews propôs que poderia haver uma conexão entre a glaciação regional do continente norte -americano durante períodos glaciais e taxas mais altas de atividade vulcânica durante a descarga glacial regional do continente. No entanto, isso é difícil de prever devido ao registro geológico pouco frequente nessa região. Mas existem dados específicos, incluindo o agrupamento temporal de erupções sincronizadas ou apenas pós -glaciais no cinto Garibaldi, o que sugere que isso pode ser provável.
Glaciovolcanismo
Dominando a cadeia Garibaldi são vulcões e outras formações vulcânicas que se formaram durante períodos de intensa glaciação. Isso inclui tuyas dominados por fluxo, cúpulas de lava subglacial e fluxos de lava marginal de gelo. Os tuyas dominados por fluxo diferem das tuyas basálticas típicas em toda a Colúmbia Britânica, pois são compostas por pilhas de fluxos de lava de fios planos e carecem de hialoclastita e lava de travesseiros. Eles são interpretados como se formaram como resultado de um magma se invadir e derreter um orifício vertical através do gelo glacial adjacente que acabou violando a superfície da geleira. À medida que esse magma sobe, ele se espalha e se espalha em camadas horizontais. As cúpulas de lava que foram formadas principalmente durante a atividade subglacial compreendem flancos íngremes feitos de articulações colunares intensas e vidro vulcânico. Os fluxos de lava marginal do gelo se formam quando a lava entra em erupção de uma ventilação subaerial e lagoas contra o gelo glacial. A barreira, um lago Garibaldi que prejudica o lago de lava, no segmento sul, é o mais representado fluxo de lava marginal no gelo no cinturão de Garibaldi.
Os tuyas dominados por fluxo e a ausência de depósitos fragmentais subglaciais são duas características glaciovolcânicas incomuns na cadeia Garibaldi. Isso se deve às diferentes composições de lava e ao declínio do contato direto da água da lava durante a atividade vulcânica. A composição da lava dessas edifica vulcânica altera sua estrutura, porque as temperaturas da erupção são inferiores às associadas à atividade basáltica e a lava contendo sílica aumenta a espessura e as temperaturas de diferenciação de vidro. Como resultado, os vulcões subglaciais que entram em erupção de conteúdo silícico derretem menos qualidades de gelo e não têm a probabilidade de conter água próxima à ventilação vulcânica. Isso forma vulcões com estruturas que exibem seu relacionamento com a glaciação regional. A paisagem circundante também muda o fluxo de água derretida, favorecendo a lava para lagoa nos vales dominados pelo gelo glacial. E se o edifício for corroído, isso também poderá mudar a proeminência de depósitos glaciovolcânicos fragmentais.
Segmento do sul
No lado leste de Howe Sound, está a zona mais ao sul da atividade vulcânica na cadeia Garibaldi. Essa zona, conhecida como Watts Point Vulcanic Center, é um pequeno afloramento de rocha vulcânica que é uma parte de um vulcão subglacial. O afloramento cobre uma área de cerca de 0,2 km2 (0,077 m2 mi) e um volume erupção de aproximadamente 0,02 km3 (0,0048 Cu MI). A localização é fortemente arborizada e a linha principal da BC passa pela parte inferior do afloramento a cerca de 40 m (130 pés) acima do nível do mar. Representa um recurso no campo vulcânico Squamish.
O Monte Garibaldi, um dos maiores vulcões do cinturão do sul de Garibaldi com um volume de 6,5 km3 (1,6 cu mi), é composto por lavas de dacita que foram explodidas nos últimos 300.000 anos. Foi construído quando o material vulcânico eclodiu em uma parte da camada de gelo da Cordilheira durante o período do Pleistoceno. Isso criou a forma assimétrica única da montanha. Deslizamentos de terra sucessivos nos flancos de Garibaldi ocorreram depois que o gelo glacial da camada de gelo Cordilleran recuou. O vulcanismo subsequente, cerca de 9.300 anos atrás, produziu um fluxo de lava de dacita de 15 km (9,3 mi) do cone de opala no flanco sudeste de Garibaldi. Isso é extraordinariamente longo para um fluxo de dacita, que geralmente viaja apenas curtas distâncias de uma ventilação vulcânica devido à sua alta viscosidade. O fluxo de lava do cone de opala representa a característica vulcânica mais recente no Monte Garibaldi.
Na costa oeste do lago Garibaldi, o Monte Price representa um estratovolcão com uma elevação de 2.050 m (6.730 pés). Foi construído durante três períodos de atividade. A primeira fase de 1,2 milhão de anos atrás formou um estratovulcão de andesita de chifre no piso coberto de deriva de uma bacia circular. Depois que esse estratovulcano foi construído, o vulcanismo mudou-se para o oeste, onde uma série de fluxos de lava de andesita-dacita e fluxos piroclásticos foram extrudados durante um período de atividade de Peléan 300.000 anos atrás. Isso criou o cone de montagem de 2.050 m (6.730 pés) de alto preço, que foi mais tarde enterrado sob gelo glacial. Antes de o Monte Price ser substituído pelo gelo glacial, a atividade vulcânica ocorreu em seu flanco norte, onde está presente uma ventilação de satélite. A atividade renovada ocorreu no Clinker Peak, no flanco ocidental do Monte Price há 9.000 anos. Isso produziu os fluxos de lava Andesita de Ridble Creek e Clinker Ridge que se estendem a 6 km (3,7 milhas) a noroeste e sudoeste. Depois que esses fluxos percorreram 6 km (3,7 mi), eles foram represados contra o gelo glacial para formar um fluxo de lava marginal de gelo com mais de 250 m (820 pés) de espessura conhecido como barreira.
Cinder Cone, na costa norte do lago Garibaldi, é um cone de concreto parcialmente engolido pela geleira do capacete. Consiste em cinzas vulcânicas, lapinha e segmentos de bomba de lava e lava que trazem a proeminência do cone a 500 m (1.600 pés). Seu grau mínimo de erosão indica que pode ter entrado em erupção nos últimos 1.000 anos. Uma série de fluxos de andesita basáltica foi explodida do cone de Cinder há cerca de 11.000 anos, que viajou para um profundo vale de tendência do norte no flanco leste da presa preta. O vulcanismo subsequente produziu outra sequência de fluxos de lava basáltica há 4.000 anos que fluíam no mesmo vale glacial.
A presa preta, um auge preto da rocha vulcânica na costa noroeste do lago Garibaldi, é o remanescente corroído glacial de um vulcão muito maior que se formou durante dois períodos de atividade vulcânica. O primeiro entre 1,1 e 1,3 milhão de anos atrás irromperam os fluxos e tufos de lava andesita de Hornblende. Esses vulcânicos compõem cumes nas montanhas a sudoeste, sudeste e noroeste da estrutura vulcânica principal. A erosão subsequente demoliu o vulcão recém -formado. Isso finalmente expôs as raízes do cone, que atualmente formam o edifício acidentado da presa preta. Depois que o cone foi corroído, uma série de fluxos de lava hiperesteno andesita foi explodida entre 0,17 e 0,21 milhões de anos atrás. Estes terminam em fluxos de lava marginal de gelo adjacentes que formam penhascos de 100 m (330 pés). Essa fase eruptiva também produziu uma cúpula de lava que compreende o pináculo atual de 2.316 m (7.598 pés) de altura. Consequentemente, a camada de gelo do Pleistoceno Regional esculpiu um vale profundo em forma de U em forma de U no flanco oriental do cone da segunda etapa. Aqui, os fluxos subsequentes de lava de Cinder Cone encheram o vale.
Segmento central
Imediatamente a sudeste do Monte Cayley está Mount Fee, um vulcão extensivamente corroído contendo uma cordilheira norte -sul. É uma das características vulcânicas mais antigas da cadeia central de Garibaldi. Seus vulcânicos são sem data, mas sua grande quantidade de dissecção e evidência de gelo glacial, substituindo o vulcão, indica que ele se formou mais de 75.000 anos atrás, antes da glaciação Wisconsinan. Portanto, o vulcanismo na taxa de montagem não mostra evidências de interação com o gelo glacial. O produto restante da atividade vulcânica mais antiga de Fee é uma parte menor da rocha piroclástica. Isso é evidência de vulcanismo explosivo da história eruptiva de Fee, bem como de seu primeiro evento vulcânico. O segundo evento vulcânico produziu uma sequência de lavas e brechas no flanco oriental da cordilheira principal. Esses vulcânicos provavelmente foram colocados quando uma sequência de fluxos de lava e fragmentos de lava quebrados eclodiram de uma ventilação vulcânica e desceram os flancos durante a construção de um grande vulcão. Após uma extensa dissecção, o vulcanismo renovado produziu uma série viscosa de fluxos de lava, formando seu limite norte estreito, de topo plano e íngreme e o extremo norte da cordilheira principal. O canal para o qual esses fluxos de lava se originou provavelmente era vertical em estrutura e invadidos através de vulcânicos mais antigos depositados durante os eventos vulcânicos anteriores da taxa. Esse evento vulcânico também foi seguido por um período de erosão e provavelmente um ou mais períodos glaciais. A extensa erosão após o último evento vulcânico em Mount Fee criou o Ridged North -South Trending Ridge, que atualmente forma um marco de destaque.
Ember Ridge, uma cordilheira vulcânica entre Tricouni Peak e Mount Fee, consiste em pelo menos oito cúpulas de lava compostas por andesita. Eles provavelmente foram formados entre 25.000 e 10.000 anos atrás, quando a lava eclodiu sob o gelo glacial da glaciação de Fraser. Suas estruturas atuais são comparáveis às suas formas originais devido ao grau mínimo de erosão. Como resultado, as cúpulas exibem os shaps e as juntas colunares típicas dos vulcões subglaciais. Os shaps aleatórios das cúpulas de Ember Ridge são o resultado de uma lava em erupção aproveitando os antigos bolsos de gelo, erupções ocorrendo em superfícies irregulares, subsidência das cúpulas durante a atividade vulcânica para criar escombros e separação de unidades colunares mais antigas durante erupções mais recentes. A cúpula do norte, conhecida como Ember Ridge North, cobre o cume e o flanco oriental de uma cordilheira. Compreende pelo menos um fluxo de lava que atinge uma espessura de 100 m (330 pés), bem como as unidades colunares mais finas no campo vulcânico de Mount Cayley. O tamanho pequeno das juntas colunares indica que a lava em erupção foi resfriada imediatamente e está localizada principalmente no cume da cúpula. Ember Ridge Nordeste, a menor cúpula subglacial de Ember Ridge, compreende um fluxo de lava que tem uma espessura não superior a 40 m (130 pés). Ember Ridge Noroeste, a cúpula subglacial mais aproximadamente circular, compreende pelo menos um fluxo de lava. Ember Ridge Sudeste é o mais complexo das cúpulas de Ember Ridge, consistindo de uma série de fluxos de lava com uma espessura de 60 m (200 pés). É também a única cúpula de Ember Ridge que contém grandes quantidades de escombros. Ember Ridge Southwest compreende pelo menos um fluxo de lava que atinge uma espessura de 80 m (260 pés). É a única cúpula subglacial de Ember Ridge que contém hialoclastita. Ember Ridge West compreende apenas um fluxo de lava que atinge uma espessura de 60 m (200 pés).
Para o noroeste, o Mount Cayley Massif constitui o maior e mais persistente vulcão do cinturão Central Garibaldi. É um estratovulcão altamente eroido composto por dacita e lava de riodacita que foi depositada durante três fases de atividade vulcânica. A primeira fase eruptiva começou cerca de quatro milhões de anos atrás, com a erupção dos fluxos de lava dacita e rocha piroclástica. Isso resultou na criação do próprio Monte Cayley. O vulcanismo subsequente durante esta fase vulcânica construiu uma cúpula de lava significativa. Isso atua como um plugue vulcânico e compõe as espinhas de lava que atualmente formam pináculos no cume robusto de Cayley. Depois que o Monte Cayley foi construído, os fluxos de lava, tephra e escombros de dacita soldados foram explodidos. Essa segunda fase de atividade 2,7 ± 0,7 milhões de anos atrás resultou na criação do polegar da vulcano, uma crista vulcânica escarpada no flanco sul do Monte Cayley. Dissecção longa de um longo período de erosão demoliu grande parte do estratovulcão original. A atividade vulcânica após esse período prolongado de erosão produziu fluxos de lava de dacita espessos a partir de aberturas parasitárias de 300.000 anos atrás, que se estendiam aos vales turbidos e shovelnose do riacho perto do rio Squamish. Posteriormente, criou duas cúpulas de lava parasita menores há 200.000 anos. Esses três eventos vulcânicos contrastam com vários outros em Cayley, pois não mostram sinais de interação com o gelo glacial.
Pali Dome, um vulcão erodido ao norte de Mount Cayley, consiste em duas unidades geológicas. A cúpula de balde é composta por uma massa de fluxos de lava andesita e pequenas quantidades de material piroclástico. Encontra -se na parte oriental do grande campo de gelo glacial que cobre grande parte do campo vulcânico de Mount Cayley. Muitos dos fluxos de lava formam topografia suave em altitudes altas, mas terminam em penhascos verticais finamente articulados em altitudes baixas. A primeira atividade vulcânica provavelmente ocorreu há cerca de 25.000 anos, mas também poderia ser significativamente mais antiga. A atividade vulcânica mais recente produziu uma série de fluxos de lava que foram explodidos quando a área de ventilação não estava coberta por gelo glacial. No entanto, os fluxos mostram evidências de interação com o gelo glacial em suas unidades inferiores. Isso indica que as lavas foram explodidas há cerca de 10.000 anos durante os estágios minguos da glaciação de Fraser. Os fluxos de lava marginal do gelo atingem espessuras de até 100 m (330 pés). Pali Dome West consiste em pelo menos três fluxos de lava andesita e pequenas quantidades de material piroclástico; Atualmente, sua ventilação é enterrada sob gelo glacial. Pelo menos três erupções ocorreram em Pali Dome East. A idade da primeira erupção vulcânica é desconhecida, mas poderia ter ocorrido nos últimos 10.000 anos. A segunda erupção produziu um fluxo de lava que foi explodido quando a área de ventilação não foi enterrada sob gelo glacial. No entanto, o fluxo mostra evidências de interação com o gelo glacial em sua unidade inferior. Isso indica que as lavas foram explodidas durante os estágios minguos da glaciação de Fraser. A terceira e mais recente erupção produziu outro fluxo de lava que foi amplamente explodido acima do gelo glacial, mas provavelmente foi restringido em sua margem norte por uma pequena geleira. Ao contrário do fluxo de lava que foi explodido durante a segunda erupção, esse fluxo de lava não foi apreendido pelo gelo glacial em sua unidade inferior. Isso sugere que ele entrou em erupção há menos de 10.000 anos atrás, quando a glaciação regional de Fraser recuou.
A cúpula do caldeirão, um vulcão subglacial ao norte de Mount Cayley, fica a oeste da geleira maciça cobrindo muito a região. Como Pali Dome, é composto por duas unidades geológicas. A cúpula do caldeirão superior é uma pilha de pelo menos cinco fluxos de lava de andesita que se assemelham a um tuya. Os cinco fluxos de andesita são articulados colunares e provavelmente foram extrudados através do gelo glacial. A mais recente atividade vulcânica pode ter ocorrido entre 10.000 e 25.000 anos atrás, quando essa área ainda foi influenciada pelo gelo glacial da glaciação Fraser. A cúpula do caldeirão inferior, a unidade mais jovem que compreende todo o vulcão subglacial do cúpula do caldeirão, consiste em uma pilha de lava-de-lava-de-flagrante e com tampa plana de lava de andesita flui 1.800 m (5.900 pés) de comprimento e uma espessura máxima de 220 m (720 pés). Esses vulcânicos foram extrudados cerca de 10.000 anos atrás, durante os estágios minguos da glaciação de Fraser, de uma ventilação adjacente à cúpula do caldeirão superior que atualmente está enterrado sob gelo glacial.
Deitada na parte norte do campo vulcânico de Mount Cayley, há um vulcão subglacial chamado Slag Hill. Pelo menos duas unidades geológicas compõem o edifício. A colina de escória adequada consiste em fluxos de lava andesita e pequenas quantidades de rocha piroclástica. Deitada na parte ocidental de Slag Hill, há um fluxo de lava que provavelmente entrou em erupção há menos de 10.000 anos devido à falta de recursos que indicam interações vulcano-gelo. O Tuya 900 m (3.000 pés) dominado pelo fluxo de Flow Hill, a nordeste de Slag Hill, consiste em uma pilha de andesita de topo plano e íngreme. Ele se projeta através de remanescentes de material vulcânico em erupção da colina de escória apropriada, mas representa uma ventilação vulcânica separada devido à sua aparência geográfica. Esse pequeno vulcão subglacial possivelmente se formou entre 25.000 e 10.000 anos atrás, ao longo dos estágios minguosos da glaciação de Fraser.
Ring Mountain, um tuya dominado pelo fluxo, deitado na parte norte do campo vulcânico de Mount Cayley, consiste em uma pilha de pelo menos cinco fluxos de lava andesita deitados em uma cordilheira. Seus flancos íngremes atingem alturas de 500 m (1.600 pés) e são compostos de escombros vulcânicos. Isso torna impossível medir sua elevação de base exata ou quantos fluxos de lava constituem o edifício. Com uma elevação do cume de 2.192 m (7.192 pés), a Ring Mountain teve sua última atividade vulcânica entre 25.000 e 10.000 anos atrás, quando a glaciação Fraser estava próxima do seu máximo. Noroeste de Ring Mountain está um pequeno fluxo de lava andesita. Sua química é um pouco diferente de outros fluxos de andesita que compreendem a Ring Mountain, mas provavelmente eclodiu de uma ventilação vulcânica adjacente ou em Ring Mountain. A parte dele que está mais alta em elevação contém algumas características que indicam interações de lava-gelo, enquanto a parte da elevação inferior não o faz. Portanto, esse fluxo menor de lava foi provavelmente extrudado após a formação de Ring Mountain, mas quando o gelo glacial cobriu uma área mais ampla do que atualmente, e que o fluxo de lava se estende além da região em que o gelo glacial existia na época.
Segmento do norte
O maciço do Monte Meager é o vulcão composto mais volumoso da cadeia Garibaldi e da Colúmbia Britânica, bem como a mais recente a entrar em erupção. Possui um volume de 20 km3 (4,8 cu mi) e consiste em um estratovulcão erodido, variando em composição de andesita a riodacita. Várias cúpulas de lava dissecadas e plugues vulcânicos estão presentes em seu cume glaciado, bem como uma cratera vulcânica claramente definida com uma cúpula de lava colocada dentro dela. Pelo menos oito aberturas vulcânicas compõem o complexo e foram as fontes de atividade vulcânica ao longo de 2,2 milhões de anos de história. Uma história bem documentada de vulcanismo está presente no Mount Meager Macice, com sua mais recente erupção há cerca de 2.350 anos, que era semelhante em caráter à erupção de 1980 de Mount St. Helens e a erupção contínua de Soufrière Hills na ilha de Montserrat . Esta é a maior erupção explosiva do Holoceno registrado no Canadá, originário de uma ventilação vulcânica no flanco nordeste do pico do pliMth. Era de natureza pliniana, enviando uma coluna de erupção pelo menos 20 km (12 mi) de alta na estratosfera. Como os ventos predominantes carregavam cinzas da coluna para o leste, ele depositou em toda a Colúmbia Britânica e Alberta. Os fluxos piroclásticos subsequentes foram enviados pelos flancos do pico do pedestal por 7 km (4,3 mi) e posteriormente foram sucedidos pela erupção de um fluxo de lava que demoliu muitas vezes. Isso criou escombros aglutinados grossos que bloqueavam com sucesso o rio Lillooet adjacente para formar um lago. Posteriormente, a barragem de Breccia entrou em colapso para produzir uma inundação catastrófica que depositou pedregulhos em tamanho doméstico mais de 1 km (0,62 mi) a jusante. Após a inundação, foi realizado um pequeno fluxo de lava de dacita que mais tarde solidificou para formar uma série de juntas colunares bem preservadas. Esta é a última fase da erupção de 2350 pb, e a erosão subsequente do fluxo interrompeu esse fluxo de lava para formar uma cascata.
Um grupo de pequenos vulcões no rio Upper Bridge, conhecido como cones do rio Bridge, inclui estratovolcões, plugues vulcânicos e fluxos de lava. Esses vulcões são diferentes de outros em todo o cinturão vulcânico de Garibaldi, pois são compostos principalmente de rochas vulcânicas com composições máficas, incluindo basalto alcalino e havaíto. As diferentes composições de magma podem estar relacionadas a um menor grau de fusão parcial no manto da Terra ou a um efeito de borda da placa descendente. O vulcão mais antigo do grupo, conhecido como Sham Hill, é um plugue vulcânico de 60 m (200 pés) com uma data de argário de potássio de um milhão de anos. Tem cerca de 300 m (980 pés) de largura e sua superfície glaciada descoberta está espalhada por erratas glaciais. Suas colunas de rochas maciças foram construídas dentro da ventilação vulcânica principal de um estratovulcano que foi reduzido pela erosão. Para o sudeste, o complexo vulcânico da geleira salal foi construído entre 970.000 e 590.000 anos atrás. Consiste em tefra subaerainada e depósitos finos de fluxo de lava que são cercados por fluxos de lava com alto teor de gelo de 100 m (330 pés). Esses fluxos de lava marginal no gelo foram criados quando a lava fazia um gelo glacial nos vales próximos antes da glaciação de Wisconsin. Ao norte do complexo da geleira salal, encontra -se um pequeno estratovolcão basáltico chamado Tuber Hill. Começou a se formar cerca de 600.000 anos atrás, quando vales adjacentes foram preenchidos por gelo glacial. Quando os fluxos de lava foram explodidos de Tuber Hill, eles interagiram com as geleiras que preenchem o vale em seu flanco sul e produziram um lago de derretida glacial. Aqui, mais de 150 m (490 pés) de hialoclastita empilhada, lahars e tufos lacustres foram depositados. Uma série de lavas de travesseiro também foi depositada durante esse período eruptivo. A atividade vulcânica mais recente no campo vulcânico do rio Bridge produziu uma série de fluxos de lava basáltica nos vales regionais que se sobrepõem até do último período glacial. A idade desses fluxos de lava de preenchimento do vale é desconhecida, mas a presença de glacial não consolidado até os fluxos sugere que eles têm menos de 1.500 anos.
Para o noroeste, o complexo da geleira de Franklin é um conjunto de rocha vulcânica que abrange uma área de 20 km (12 mi) de comprimento e 6 km (3,7 mi) de largura. Possui uma elevação de mais de 2.000 m (6.600 pés) e é amplamente destruído pela erosão. Uma série de diques e intrusões subvolcânicas compõe o complexo, algumas das quais parecem representar aberturas para a sequência subjacente de depósitos vulcânicos. Os vulcânicos incluem brechas de dacita e pequenos remanescentes de fluxos de lava de chifre andesita associados a tufos que atingem 450 m (1.480 pés) de espessura. O complexo é pouco conhecido devido a estudos mínimos, mas as datas de argário de potássio obtidas a partir de algumas das intrusões subvolcânicas indicam que Franklin se formou durante dois eventos vulcânicos, cada um separado por cerca de cinco milhões de anos de dormência. O primeiro evento ocorreu entre seis e oito milhões de anos atrás, quando a atividade vulcânica no cinturão de Garibaldi não havia se mudado para sua localização atual, mas estava se tornando mais restrito em uma banda grande a leste e oeste. Durante esse período, a atividade vulcânica no cinturão de Garibaldi e em outras partes do arco da cascata do norte ocorreu principalmente no complexo da geleira de Franklin e no cinturão intermontano mais a leste. Quando o cinto de Garibaldi mudou para sua localização atual há cinco milhões de anos, outro evento vulcânico ocorreu no complexo de Franklin. Este evento vulcânico final e mais recente ocorreu entre dois e três milhões de anos atrás, cerca de um milhão de anos depois que Mount Cayley, ao sul, começou sua formação.
A caldeira de Silverthrone é a maior e mais bem preservada dos dois complexos da caldeira na cadeia do norte de Garibaldi, sendo o outro o complexo da geleira de Franklin, 55 km (34 mi) ao leste-sudeste. A caldeira tem um diâmetro de 20 km (12 mi) e contém brechas, fluxos de lava e cúpulas de lava. Como Franklin para o leste-sudeste, a geologia de Silverthrone é pouco conhecida devido a estudos mínimos. A região ao redor do complexo Silverthrone está significativamente irregular devido ao terreno montanhoso das montanhas da costa. Os flancos verticais próximos se estendem do nível do mar próximo a mais de 3.000 m (9.800 pés) em elevação. Silverthrone é significativamente mais jovem que o complexo da geleira de Franklin para o leste-sudeste e seus vulcânicos provavelmente têm idades comparáveis a outros vulcânicos em toda a cadeia Garibaldi. Os vulcânicos mais antigos do complexo Silverthrone Caldera são compostos de brechas vulcânicas, algumas das quais foram fundidas por intenso calor vulcânico de quando os depósitos foram explodidos pela primeira vez. Depois que esses vulcânicos foram depositados, uma série de fluxos de lava dacita, andesita e riolita foram explodidos na brecha vulcânica da primeira fase vulcânica. Esses fluxos de lava corroídos no total têm 900 m (3.000 pés) de espessura. Os vulcânicos na parte mais baixa desta série de fluxos de lava dão uma data de argário de potássio de 750.000 anos, enquanto os vulcânicos ligeiramente acima dos fluxos de lava têm 400.000 anos. A atividade vulcânica mais recente produziu uma série de lava andesita e andesita basáltica flui para baixo de Pashleth Creek e os vales de Machmell e Kingcome River. O fluxo de lava que se estende de perto de Pashleth Creek até o vale do rio Machmell tem mais de 25 km (16 mi) de comprimento. Sua pequena quantidade de erosão indica que pode ter 1.000 anos ou menos.
Atividade geotérmica e sísmica
Pelo menos quatro vulcões tiveram atividade sísmica desde 1985, incluindo o Monte Garibaldi (três eventos), Mount Cayley Macsice (quatro eventos), Mount Meager Massif (dezessete eventos) e a caldeira de Silverthrone (dois eventos). Os dados sísmicos sugerem que esses vulcões ainda contêm câmaras de magma ativas, indicando que alguns vulcões de cinto Garibaldi provavelmente estão ativos, com riscos potenciais significativos. A atividade sísmica corresponde a alguns dos vulcões formados recentemente do Canadá e com vulcões persistentes que tiveram grandes atividades explosivas ao longo de sua história, como o Monte Garibaldi e os maciços do Monte Cayley e do Monte Meager.
Uma série de fontes termais adjacentes ao vale do rio Lillooet, como Harrison, Sloquet, Clear Creek e Skookumchuck Springs, não é conhecido por ocorrer perto de áreas com recente atividade vulcânica. Em vez disso, muitos estão localizados de cerca de 16 a 26 milhões de intrusões de idade que são interpretados como as raízes de vulcões fortemente erodidos. Esses vulcões faziam parte do arco vulcânico em cascata durante o período do Mioceno e suas raízes intrusivas se estendem do vale de Fraser, no sul, até Salal Creek, no norte. O relacionamento dessas fontes termais com o cinto Garibaldi não é claro. No entanto, são conhecidas algumas fontes termais em áreas que experimentaram atividade vulcânica relativamente recente. Existem cerca de cinco fontes termais em vales, perto de Mount Cayley, e dois pequenos grupos de fontes termais estão presentes no Mount Meager Massif. As molas no Massif escassas podem ser evidências de uma câmara de magma superficial sob a superfície. Sabe -se que não existem fontes termais no Monte Garibaldi como as encontradas nos maciços do Monte Meager e Mount Cayley, embora haja evidências de fluxo de calor alto anormal nos prados de mesa adjacente e em outros locais. Água morna anormal adjacente à praia de Britannia pode ser uma atividade geotérmica ligada à zona vulcânica de Watts Point.
História
Ocupação humana
As pessoas usaram recursos dentro e ao redor do cinturão vulcânico de Garibaldi há séculos. A Obsidian foi coletada pela nação Squamish por fazer facas, cinzéis, Adzes e outras ferramentas nítidas em tempos de pré-contato. Este material aparece em locais datados de 10.000 anos até períodos proto -históricos. A fonte desse material é encontrada nas partes superiores do terreno montanhoso que cercam o monte Garibaldi. No cone de opala, a lava do fluxo do riacho Ring era normalmente aquecida para cozinhar alimentos porque sua textura semelhante a uma pomes é capaz de manter o calor. Também não quebrou depois de ser usado por um longo período de tempo.
Um grande afloramento de pedra -pomes adjacente ao maciço de moto escasso foi extraído várias vezes no passado e se estende mais de 2.000 m (6.600 pés) de comprimento e 1.000 m (3.300 pés) de largura com uma espessura de cerca de 300 m (980 pés ). O depósito foi contratado pela primeira vez por J. Macisaac, que morreu no final da década de 1970. Em meados da década de 1970, o Second Hirer, W.H. Willes, investigou e extraiu a pedra -pomes. Foi esmagado, removido e armazenado perto da vila de Pemberton. Mais tarde, a ponte usada para acessar o depósito de pedra -pomes foi lavada. As operações de mineração foram retomadas em 1988, quando o depósito foi apostado por L.B. Bustin. Em 1990, o afloramento de pomes foi comprado por D.R. Carefoot dos proprietários B. core e M. Beaupre. Em um programa de 1991 a 1992, os trabalhadores avaliaram o depósito por suas propriedades como material de construção, absorvedor de petróleo e lavagem de pedra. Cerca de 7.500 m3 (260.000 cu ft) de pedra -pomes foram extraídos em 1998 pela grande incorporação do Pacific Pomice.
As fontes termais associadas a Meager e Cayley fizeram esses dois vulcões alvos para explorações geotérmicas. No Monte Cayley, temperaturas de 50 ° C (122 ° F) a mais de 100 ° C (212 ° F) foram medidas em furos rasos no flanco sudoeste. Mais ao norte, a exploração geotérmica no Mount Meager Massif foi realizada pela BC Hydro desde o final da década de 1970. As temperaturas do orifício inferior foram calculadas a uma média de 220 ° C (428 ° F) a 240 ° C (464 ° F), com 275 ° C (527 ° F) sendo a temperatura mais alta registrada. Isso indica que a área em torno de escassas é um importante local geotérmico. Espera -se que o poder geotérmico seja executado em todo o oeste do Canadá e a probabilidade de se estender ao oeste dos Estados Unidos é provável.
Impressões iniciais
O cinturão dos vulcões tem sido objeto de mitos e lendas pelas Primeiras Nações. Para a nação squamish, o Monte Garibaldi é chamado NCH'KAY. Em seu idioma, significa "lugar sujo". Esse nome da montanha se refere aos escombros vulcânicos na área. Esta montanha, como outras localizadas na área, é considerada sagrada, pois desempenha uma parte importante de sua história. Em sua história oral, eles passaram uma história da enchente cobrindo a terra. Durante esse período, apenas duas montanhas atingiram a água, e Garibaldi era uma delas. Foi aqui que os sobreviventes restantes da inundação travaram suas canoas ao pico e esperaram que as águas diminuam. A presa preta no extremo noroeste do lago Garibaldi e do Monte Cayley, a noroeste do Monte Garibaldi, são chamados Tak'takmu'yin tl'a in7in'axa7en na língua squamish, que significa "local de destino do Thunderbird". O Thunderbird é uma criatura lendária na história e na cultura dos povos indígenas norte -americanos. Dizia -se que as pedras que compõem o preto preto e o Monte Cayley foram queimadas pretas pelo raio do Thunderbird.
Proteção e monitoramento
Várias características vulcânicas no cinto Garibaldi são protegidas por parques provinciais. O Parque Provincial Garibaldi, no extremo sul da cadeia, foi estabelecido em 1927 para proteger a abundante história geológica, montanhas glaciadas e outros recursos naturais na região. Foi nomeado após os 2.678 m (8.786 pés) de Mount Garibaldi, que por sua vez recebeu o nome do líder militar e político italiano Giuseppe Garibaldi em 1860. Para o noroeste, Brandywine Falls Provincial Park protege Brandywine Falls, 70 m (230 FT ) High Waterfall composta por pelo menos quatro fluxos de lava basáltica com juntas colunares. Seu nome Origin não está claro, mas pode ter se originado de dois pesquisadores chamados Jack Nelson e Bob Mollison.
Como outras zonas vulcânicas no Canadá, o cinturão vulcânico de Garibaldi não é monitorado de perto pelo levantamento geológico do Canadá para verificar o quão ativo é seu sistema de magma. Isso ocorre em parte porque vários vulcões na cadeia estão localizados em regiões remotas e nenhuma grande erupção ocorreu no Canadá nos últimos centenas de anos. Como resultado, o monitoramento do vulcão é menos importante do que lidar com outros processos naturais, incluindo tsunamis, terremotos e deslizamentos de terra. No entanto, com a existência de terremotos, é esperado um vulcanismo adicional e provavelmente teria efeitos consideráveis, particularmente em uma região como o sudoeste da Colúmbia Britânica, onde os vulcões Garibaldi estão localizados em uma área altamente povoada.
Riscos vulcânicos
Os vulcões que compreendem a cadeia Garibaldi são adjacentes à altamente povoada parte sudoeste da Colúmbia Britânica. Ao contrário do arco de cascata central, a atividade vulcânica renovada no cinturão de Garibaldi em um único alimentador para criar estratovolcões não é típico. Em vez disso, a atividade vulcânica resulta na formação de campos vulcânicos. De todo o arco em cascata, a cadeia Garibaldi tem a menor taxa de atividade vulcânica. Nos últimos dois milhões de anos, o volume de material em erupção no cinturão de Garibaldi foi inferior a 10% do que nos Estados dos EUA da Califórnia e Oregon e cerca de 20% disso dentro do estado dos EUA de Washington. Como resultado, o risco de erupções ao longo desta parte do arco da cascata é menor. Vulcões individuais e campos vulcânicos permanecem quietos por um longo período de tempo e certos aberturas de abertura podem nunca mais entrar em erupção. No entanto, uma atividade vulcânica considerável ocorreu no passado geologicamente recente, principalmente a erupção explosiva que ocorreu no Mount Meager Massif 2.350 anos atrás.
Jack Souther, uma autoridade líder em recursos geotérmicos e vulcanismo na Cordilheira Canadense, afirmou: "Atualmente, os vulcões do cinturão de Garibaldi são silenciosos, presumidos mortos, mas ainda não estão completamente frios. Mas o surto de escasso montanha de 2.500 anos atrás aumenta A pergunta: 'Isso poderia acontecer de novo?' A erupção explosiva da montanha escassa foi o último suspiro do cinturão vulcânico de Garibaldi ou apenas o evento mais recente em sua vida em andamento? A resposta curta é realmente ninguém sabe ao certo ... então, caso eu às vezes faça uma verificação rápida Dos antigos manchas quentes quando saio da cadeira de pico ... "Imagens sísmicas recentes da Pesquisa Geológica dos Empregados do Canadá apoiavam estudos de litoprobe na região de Mount Cayley, na qual os cientistas descobriram um grande refletor interpretado como uma poça de rocha derretida Aproximadamente 15 km (9,3 mi) abaixo da superfície. A existência de fontes termais no maciço e o Monte Cayley do Mount Meager Cayley indica que o calor magmático ainda está presente abaixo ou perto desses vulcões. Essa longa história de atividade vulcânica ao longo de um limite ainda ativo da placa indica que as erupções vulcânicas no cinturão de Garibaldi não terminaram e permanecem riscos para futuras erupções.
Tephra
A maior ameaça de vulcões na cadeia de Garibaldi provavelmente seria devida a Tephra liberada durante erupções explosivas. O Mount Meager Massif, em particular, representa uma grande ameaça de longa distância às comunidades do sul da Colúmbia Britânica e Alberta por causa de sua história explosiva. Estima -se que mais de 200 erupções ocorreram durante todo o arco vulcânico em cascata nos últimos 12.000 anos, muitos deles nos Estados Unidos. Muitas erupções no oeste dos Estados Unidos enviaram grandes quantidades de tephra no sul da Colúmbia Britânica. No entanto, todas as principais cidades do sudoeste da Colúmbia Britânica, com populações, mais de 100.000 estão localizadas a oeste do cinturão vulcânico de Garibaldi e os ventos prevalecentes viajam para o leste. Portanto, essas comunidades têm menos probabilidade de ter grandes quantidades de tephra. No continente inferior, uma camada de 10 cm (3,9 polegadas de espessura de cinzas vulcânicas pode depositar uma vez a cada 10.000 anos e 1 cm (0,39 pol) uma vez a cada 1.000 anos. Quantidades menores de cinzas vulcânicas podem ser esperadas mais comumente. Durante a erupção de Mount St. Helens em 1980, 1 mm (0,039 pol) de Tephra foi depositado do sudeste da Colúmbia Britânica para Manitoba.
Embora todas as principais cidades do sudoeste da Colúmbia Britânica estejam localizadas a oeste da cadeia Garibaldi, espera -se que futuras erupções do Monte Garibaldi tenham impactos significativos nos municípios adjacentes de Squamish e Whistler. Uma coluna de erupção liberada durante a atividade da Peléan descarretaria grandes quantidades de tephra que colocaria em risco a aeronave. Tephra também pode derreter as grandes folhas de gelo glacial a leste de Garibaldi e causar inundações. Mais tarde, isso poderia colocar em risco o abastecimento de água do lago Pitt e a pesca no rio Pitt. Uma erupção explosiva e a tephra associada também podem criar dificuldades de abastecimento de água temporárias ou a longo prazo para Vancouver e a maior parte do sul da Colúmbia Britânica. O reservatório de água para a área de drenagem da Grande Vancouver fica ao sul do Monte Garibaldi.
Deslizamentos de terra e lahars
Vários deslizamentos de terra e lahars ocorreram em todo o cinto de Garibaldi. No maciço de montes escassos, foram ocorridos deslizamentos de terra a partir do pico de Pylon e do devastador nos últimos 10.000 anos que atingiram mais de 10 km (6,2 mi) a jusante no vale do rio Lillooet. Pelo menos dois deslizamentos de terra significativos do flanco sul de Pylon Peak 8.700 e 4.400 anos atrás despejaram detritos vulcânicos no vale adjacente de Meager Creek. Mais recentemente, um grande deslizamento de terra da geleira devastação enterrou e matou um grupo de quatro geólogos em 22 de julho de 1975. O volume estimado desse deslizamento de terra é de 13.000.000 m3 (460.000.000 Cu FT). Um deslizamento de terra considerável tão grande quanto o maior de escassos do Holoceno provavelmente produziria um lahar que devastaria a maior parte do crescimento no vale do rio Lillooet. Se esse evento ocorresse sem ser identificado pelas autoridades que enviariam um aviso público, mataria centenas ou até milhares de moradores. Por esse motivo, os programas de computador poderiam identificar as informações que se aproximam e ativar um aviso automático quando um grande lahar for identificado. Existe um sistema semelhante para identificar esses lahars em Mount Rainier, no estado de Washington, nos EUA.
Grandes deslizamentos de terra do Mount Cayley Massif ocorreram em seu flanco ocidental, incluindo uma grande avalanche de detritos há cerca de 4.800 anos, que despejou uma extensão de areal de 8 km2 (3,1 m²) de material vulcânico no fundo do vale adjacente. Isso bloqueou o rio Squamish por um longo período de tempo. Embora não haja erupções conhecidas do maciço nos últimos 10.000 anos, ela está associada a um grupo de fontes termais. Evans (1990) indicou que vários deslizamentos de terra e fluxos de detritos no Mount Cayley Massif nos últimos 10.000 anos podem ter sido causados por atividade vulcânica. Desde que os 4.800 pb de terra, vários deslizamentos de terra mais menores ocorreram. Em 1968 e 1983, ocorreu uma série de deslizamentos de terra que causou danos consideráveis às estradas madeireiras e estandes florestais, mas não resultou em vítimas.
Fluxos de lava
A ameaça dos fluxos de lava no cinto de Garibaldi é menor, a menos que uma erupção ocorra no inverno ou abaixo ou adjacente a áreas de gelo glacial, como campos de gelo. Quando a lava flui sobre grandes áreas de neve, ela cria água derretida. Isso pode produzir lahars que podem fluir além das lavas associadas. Se a água entrasse em uma ventilação vulcânica que está em erupção de lava basáltica, pode criar uma erupção explosiva maciça. Essas explosões são geralmente mais extremas do que as durante erupções basálticas normais. Portanto, a existência de água, neve ou gelo glacial em uma ventilação vulcânica aumentaria o risco de uma erupção ter um grande impacto na região circundante. As erupções subglaciais também causaram inundações catastróficas de explosão glaciais.