Vulcanismo de Canadá - Volcanism of Canada
| Vulcanismo de Canadá | |
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Mount Edziza , un estratovolcán en el noroeste de Columbia Británica
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 Un mapa topográfico de Canadá, que muestra las elevaciones sombreadas de verde (inferior) a marrón (superior)
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| Localización | Canadá |
| Geología | Vulcanismo |
La actividad volcánica es una parte importante de la geología de Canadá y se caracteriza por muchos tipos de accidentes geográficos volcánicos , que incluyen flujos de lava , mesetas volcánicas , cúpulas de lava , conos de ceniza , estratovolcanes , volcanes en escudo , volcanes submarinos , calderas , diatremas y mares , a lo largo de con formas volcánicas menos comunes como tuyas y montículos subglaciares .
Aunque la historia volcánica de Canadá se remonta al eón Precámbrico , hace al menos 3.110 millones de años, cuando comenzó a formarse su parte del continente norteamericano , el vulcanismo continúa ocurriendo en el oeste y norte de Canadá en los tiempos modernos, donde forma parte de una cadena circundante de volcanes y terremotos frecuentes alrededor del Océano Pacífico llamado Anillo de Fuego del Pacífico . 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 cree comúnmente que Canadá ocupa un espacio en el Anillo de Fuego entre los volcanes del oeste de Estados Unidos. Estados al sur y los volcanes Aleutianos de Alaska al norte. Aun así, los paisajes montañosos de las provincias canadienses de Alberta , Columbia Británica , el Territorio del 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 se han cobrado muchas vidas.
La actividad volcánica es responsable de muchas de las características geológicas y geográficas y de la mineralización de Canadá , incluido el núcleo del continente de América del Norte, 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 volcán y lava del país se originan en diferentes escenarios tectónicos y tipos de erupciones volcánicas , que van desde erupciones de lava pasivas hasta erupciones explosivas violentas . Canadá tiene un rico registro de volúmenes muy grandes de roca magmática llamados grandes provincias ígneas , representadas por sistemas de plomería de nivel profundo que consisten en enjambres de diques gigantes , provincias alféizares e intrusiones en capas . Las grandes provincias ígneas más capaces de Canadá son los cinturones de piedra verde arcaicos con una antigüedad estimada de entre 3.8 y 2.500 millones de años, que contienen una roca volcánica rara llamada komatiita .
Estilos de erupción y formaciones volcánicas
| Erupciones hawaianas |
Las erupciones hawaianas son erupciones pasivas caracterizadas por la emisión efusiva de lavas de basalto muy fluidas con bajo contenido de gas. Al igual que otras erupciones hawaianas, el volumen relativo de material piroclástico expulsado es menor que el de todos los demás tipos de erupciones. Los principales fenómenos durante las erupciones hawaianas son el brote constante de lava y la producción de flujos de lava delgados que eventualmente se acumulan en volcanes de escudo grandes y anchos . Las erupciones también son comunes en los respiraderos centrales cerca de la cumbre de los volcanes en escudo y a lo largo de los respiraderos volcánicos lineales que irradian hacia afuera desde el área de la cumbre. La lava avanza cuesta abajo lejos de sus orificios de ventilación en canales de lava y tubos de lava .
Eve Cone , uno de los conos de ceniza mejor conservados de Canadá.
En Canadá, los conos de ceniza se forman cuando las fuentes de lava liberan fragmentos de lava que se endurecen en el aire y caen alrededor de un respiradero volcánico lineal. Los fragmentos de roca, a menudo conocidos como ceniza o escoria , son vidriosos y contienen burbujas de gas "congeladas" en su lugar cuando el magma explotó en el aire y luego se enfrió rápidamente. Parte de la lava no está fragmentada y fluye desde el respiradero como un flujo de lava. Los conos de ceniza también se llaman conos piroclásticos y se encuentran en campos volcánicos , en los flancos de volcanes en escudo, estratovolcanes y calderas. Por ejemplo, los geólogos han identificado al menos 30 conos de ceniza jóvenes en el complejo volcánico Mount Edziza , un gran volcán en escudo en el noroeste de la Columbia Británica con un área de 1,000 kilómetros cuadrados (390 millas cuadradas). Eve Cone , en el extremo norte del complejo volcánico Mount Edziza, es uno de los conos de ceniza mejor conservados de Canadá, debido a su forma simétrica y sin deformar. Durante otras erupciones hawaianas, la lava basáltica fluida puede acumularse en respiraderos, cráteres o amplias depresiones para producir lagos de lava . A medida que los lagos de lava se solidifican, crean una corteza gris plateada que suele tener solo unos pocos centímetros de espesor. Los lagos de lava activos comprenden una corteza joven que se destruye y regenera repetidamente. El movimiento convectivo de la lava subyacente hace que la corteza se rompa en losas y se hunda. Esto luego expone nueva lava en la superficie que se enfría en una nueva capa de la corteza que nuevamente se fracturará en losas y se reciclará en la lava circulante debajo de la corteza. |
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| Erupciones freáticas y freatomagmáticas | Las erupciones freáticas ocurren cuando el magma ascendente entra en contacto con el suelo o el agua superficial. La temperatura extrema del magma provoca una evaporación casi instantánea, lo que resulta en una explosión de vapor, agua, cenizas, rocas y bombas volcánicas . La temperatura de los fragmentos de roca puede variar de fría a incandescente. Si se incluye magma, se puede utilizar el término freatomagmático. Las erupciones freatomagmáticas ocasionalmente crean amplios cráteres volcánicos de bajo relieve llamados maars . Se interpreta que estos cráteres de explosión se formaron sobre tuberías volcánicas llenas de escombros llamadas diatremas ; la erosión profunda de un maar presumiblemente expondría una diatrema. Los maars varían en tamaño de 61 a 1.981 metros (200-6.499 pies) de ancho y de 9 a 198 metros (30-650 pies) de profundidad y comúnmente se llenan de agua para formar un lago de cráter . Fiftytwo Ridge en el extremo sureste del Parque Provincial Wells Gray en el sureste de la Columbia Británica es un ejemplo de un volcán que contiene maars llenos de lagos. La mayoría de los maars tienen bordes bajos compuestos por una mezcla de fragmentos sueltos de rocas volcánicas y rocas arrancadas de las paredes de la diatrema. Las explosiones freáticas pueden ir acompañadas de emisiones de dióxido de carbono o sulfuro de hidrógeno . | |
| Erupciones subglaciales |
Las erupciones subglaciales ocurren cuando la lava entra en erupción bajo grandes porciones de hielo glacial. A medida que la lava entra en erupción debajo de un gran glaciar, el calor de la lava comenzaría a derretir inmediatamente el hielo glacial suprayacente para producir agua de deshielo . El agua de deshielo resultante endurecería rápidamente la lava para producir masas en forma de almohada llamadas lava almohada . En algunos lugares, la lava almohadillada se fracturará para crear otros tipos de depósitos volcánicos llamados brechas almohadilladas, brechas de toba y hialoclastita . Si el magma se entrometiera y derritiera una tubería vertical a través del glaciar suprayacente, la masa parcialmente fundida se enfriaría como un gran bloque y la gravedad aplanaría su superficie superior para formar un volcán subglacial de cima plana y lados empinados llamado tuya . El término tuya se origina en Tuya Butte en el extremo norte de la Columbia Británica. Mientras aún estaba en la escuela de posgrado en 1947, el geólogo canadiense William Henry Mathews acuñó el término "tuya" para referirse a estas formaciones volcánicas distintivas y fue una de las primeras personas en la Tierra en describir en detalle estos tipos de volcanes subglaciales. Tuya Butte es la primera forma de relieve de este tipo analizada en la literatura geológica, y desde entonces su nombre se ha convertido en un estándar mundial entre los vulcanólogos al referirse y escribir sobre las tuyas. Otros volcanes subglaciales, incluidos los montículos subglaciares , se forman cuando el magma en erupción no está lo suficientemente caliente para derretirse a través del hielo glacial suprayacente. Una vez que los glaciares se derritieran, las tuyas y los montículos subglaciares reaparecerían con una forma distintiva como resultado de su confinamiento dentro del hielo glacial.
Debido a que la actividad volcánica en el oeste y norte de Canadá fue contemporánea con el reflujo y el flujo de glaciaciones pasadas, otros volcanes muestran características de contacto con el hielo. El monte Garibaldi, en el suroeste de la Columbia Británica, es el único volcán importante de América del Norte que se sabe que se formó sobre una capa de hielo regional durante el último período glacial , que comenzó hace 110.000 años y terminó entre 10.000 y 15.000 años atrás. La montaña Hoodoo en el norte de Columbia Británica estaba contenida dentro de cuencas descongeladas en el hielo y asumió la forma de una tuya de cima plana y lados empinados. Pyramid Mountain , en las tierras altas de Shuswap del centro-este de la Columbia Británica, se formó bajo más de 1.000 metros (3.300 pies) de hielo glacial para asumir la forma de un montículo subglacial. El campo volcánico de Fort Selkirk en el centro de Yukón contiene características volcánicas que entraron en erupción subglacialmente cuando la gran capa de hielo cordillerana existió en esta área hace entre 0,8 y un millón de años. |
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| Erupciones submarinas |
Las erupciones submarinas son erupciones que ocurren bajo el agua. La apariencia de estas erupciones es diferente a las que ocurren en tierra. Cuando la lava entra en erupción, se enfría rápidamente por el suministro ilimitado de agua que rodea un volcán submarino , creando una almohada de lava. La fragmentación explosiva de las lavas forma hialoclastitas. Las erupciones submarinas de aguas profundas generalmente ocurren donde el fondo del océano se está separando por movimientos tectónicos de placas llamados cordilleras oceánicas , donde ocurren aproximadamente el 75% de las erupciones magmáticas de la Tierra. Las erupciones submarinas poco profundas pueden causar explosiones de vapor y ceniza volcánica llamadas erupciones de Surtsey , nombradas así por la isla de Surtsey en la costa sur de Islandia. Las erupciones submarinas explosivas suelen expulsar grandes cantidades de roca volcánica muy ligera llamada piedra pómez . Esta roca volcánica muy ligera inicialmente puede flotar sobre el agua, formando balsas de piedra pómez flotante de larga duración que las corrientes oceánicas llevan a largas distancias del volcán. Los flujos de lava que ingresan al agua pueden causar explosiones que forman pilas de cenizas y escombros similares a los conos de ceniza, aunque se formaron a partir de respiraderos desarraigados que no se encuentran por encima de un conducto de magma.
Las secuencias volcánicas deformadas que forman cinturones de piedra verde en el Escudo Canadiense contienen hialoclastita y lavas almohadilladas, lo que indica que estas áreas estuvieron una vez por debajo del nivel del mar y la lava se enfrió rápidamente bajo el agua. Lavas de almohadas de más de dos mil millones de años indican que existieron grandes volcanes submarinos durante las primeras etapas de la formación de la Tierra. |
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| Erupciones de Pelèan | Las erupciones de Peléan son erupciones violentas caracterizadas por corrientes rápidas de gas volcánico caliente y rocas llamadas flujos piroclásticos o nuées ardentes. Llamadas así por el estratovolcán Monte Pelée en la isla de Martinica en el Mar Caribe , las erupciones de Peléan ocurren cuando se involucra magma espeso, típicamente de tipo riolita , dacita y andesita , y comparten algunas similitudes con otro tipo de erupción explosiva conocida como erupciones vulcanianas . El magma espeso asociado con las erupciones de Peléan puede formar cúpulas de lava y espinas de lava en el respiradero del volcán o en la cima del volcán. Las cúpulas de lava son masas de lava de lados empinados que con frecuencia son circulares en planta y espinosas, redondeadas o planas en la parte superior. Si se crea una cúpula de lava, más tarde puede colapsar, formando una columna de ceniza y enviando flujos de ceniza y bloques volcánicos calientes por los flancos del volcán. Las espinas de lava son masas cilíndricas verticales de lava causadas por la compresión hacia arriba de la lava pastosa dentro de un respiradero volcánico. | |
| Erupciones plinianas |
Las erupciones plinianas son grandes erupciones explosivas que forman flujos piroclásticos y enormes columnas oscuras de tefra y gas que comúnmente se elevan a la segunda capa de la atmósfera terrestre . Llamadas así por el filósofo natural romano Plinio el Joven , estas erupciones espectacularmente explosivas están asociadas con magmas de alta viscosidad y contenido de gas, como dacita y riolita, y ocurren típicamente en calderas y estratovolcanes . La duración de estas erupciones es muy variable, desde horas hasta días, y comúnmente ocurren en arcos volcánicos donde las placas tectónicas de la Tierra se mueven una hacia la otra, una deslizándose debajo de la otra llamada zona de subducción . Aunque las erupciones plinianas generalmente involucran magma con altos niveles de sílice, como dacita y riolita, ocasionalmente pueden ocurrir en volcanes caracterizados por erupciones basálticas pasivas, incluidos los volcanes en escudo, cuando las cámaras de magma se diferencian y zonifican para crear una cima silícea. En algunos casos, un volcán en escudo basáltico puede tener períodos de actividad explosiva para formar un estratovolcán montado en la parte superior del volcán en escudo. Un ejemplo de esta actividad incluye el enorme volcán escudo de Level Mountain en el noroeste de la Columbia Británica, que está coronado por un estratovolcán disecado de 860 km 3 (206 millas cúbicas).
Plinth Peak del macizo Mount Meager en el suroeste de Columbia Británica es la fuente de una erupción pliniana a gran escala que ocurrió hace 2.350 años, enviando cenizas hasta Alberta
Después de las erupciones masivas de Plinio, las temperaturas pueden disminuir y provocar inviernos volcánicos . Los inviernos volcánicos son causados por cenizas volcánicas y gotas de ácido sulfúrico que oscurecen la luz del sol, generalmente después de una erupción volcánica. Una erupción pliniana masiva ( VEI-7 ) en 1815 del monte Tambora en la isla de Sumbawa , Indonesia expulsó más de 150 km 3 (36 millas cúbicas) de ceniza volcánica alrededor de la Tierra, causando inviernos volcánicos particularmente largos, oscuros y duros en el este Canadá de 1816 a 1818. El resultado de esto fue la gran cantidad de ceniza volcánica que bloqueó la luz del sol , lo que provocó que la temperatura y la visibilidad de la Tierra disminuyeran. El primer invierno volcánico de 1816, conocido como el año sin verano , afectó a la provincia canadiense de Terranova y Labrador . En febrero de 1816, un incendio arrasó St. John's , dejando a 1.000 personas sin hogar y en mayo del año siguiente, las heladas acabó con la mayoría de los cultivos que se habían plantado. En junio, se produjeron dos grandes tormentas invernales en todo el este de Canadá, lo que provocó varias víctimas. La causa fue una cantidad limitada de alimentos y más muertes de quienes, debilitados por el hambre, sucumbieron a la enfermedad. Se observó casi un pie de nieve en la ciudad de Quebec . Los cambios de temperatura rápidos y dramáticos eran comunes, y las temperaturas a veces volvían de las temperaturas normales o superiores a lo normal en verano, de hasta 35 ° C, a casi cero en cuestión de horas. En noviembre de 1817, dos incendios más arrasaron St. John's, dejando a otras 2.000 personas en la pobreza. Muchos de los que tenían un lugar para vivir tenían poca comida o combustible para calefacción. Los inviernos volcánicos también se sintieron en las provincias marítimas , que incluyen Nueva Escocia , Nuevo Brunswick y la Isla del Príncipe Eduardo . |
Este de Canadá
El cinturón de piedra verde de Abitibi de 2.677 millones de años de antigüedad en Ontario y Quebec es uno de los cinturones de piedra verde arcaicos más grandes de la Tierra y una de las partes más jóvenes del cratón Superior, que forma secuencialmente parte del Escudo Canadiense. Las lavas de komatiita en el cinturón de piedra verde de Abitibi (en la foto) ocurren en cuatro conjuntos litotectónicos conocidos como Pacaud, Stoughton-Roquemaure, Kidd-Munro y Tisdale. El cinturón de piedra verde de Swayze más al sur se interpreta como una extensión suroeste del cinturón de piedra verde de Abitibi.
El cinturón de piedra verde de Archean Red Lake en el oeste de Ontario consiste en volcánicos basálticos y komatiíticos que varían en edad de 2,925 a 2,940 millones de años y volcánicos de riolita-andesita más jóvenes que varían en edad de 2,730 a 2,750 millones de años. Está situado en la parte occidental de la subprovincia de Uchi , una secuencia volcánica que comprende varios cinturones de piedra verde.
El Cinturón Circum-Superior, que data de 1884 a 1870 millones de años, constituye una gran provincia ígnea que se extiende por más de 3400 kilómetros (2100 millas) desde Labrador Trough en Labrador y el noreste de Quebec a través del Cape Smith Belt en el norte de Quebec, el Belcher. Islas en el sur de Nunavut , el río Fox y los cinturones de 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. Existen dos secuencias volcánicas sedimentarias en Labrador Trough con edades de 2.170–2.140 millones de años y 1.883–1.870 millones de años. En el cinturón de Cape Smith, dos grupos volcánicos varían en edad de 2.040 a 1.870 millones de años llamados el Grupo volcánico-sedimentario de Povungnituk y el Grupo Chukotat. Las islas Belcher en el este de la bahía de Hudson contienen dos secuencias volcánicas conocidas como volcánicas Flaherty y Eskimo. El cinturón del río Fox está formado por volcanes, alféizares y sedimentos de unos 1.883 millones de años, mientras que el magmatismo del cinturón de Thompson tiene una antigüedad de 1.880 millones de años. Al sur se encuentra Winnipegosis komatiites de 1.864 millones de años. En la cuenca de Animikie, cerca del lago Superior, el vulcanismo tiene una antigüedad de 1.880 millones de años.
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 Mediocontinente , también llamado Rift de Keweenawan. Los flujos de lava creados por la grieta en el área del Lago Superior se formaron a partir de magma basáltico. El afloramiento de este magma fue el resultado de un hotspot que produjo una triple unión en las cercanías del Lago Superior. El hotspot hizo una cúpula que cubría el área del Lago Superior. Voluminosos flujos de lava basáltica erupcionaron desde el eje central de la grieta, similar a la grieta que formó el Océano Atlántico . Un brazo fallido se extiende 150 kilómetros (93 millas) hacia el norte hasta el continente Ontario, donde forma una formación geológica conocida como Nipigon Embayment. Este brazo fallido incluye el lago Nipigon , el lago más grande dentro de los límites de Ontario.
Los períodos de actividad volcánica ocurrieron en todo el centro de Canadá durante los períodos Jurásico y Cretácico . La fuente de este vulcanismo fue un área estacionaria y de larga vida de roca fundida llamada el punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro . El primer evento hizo erupción de magma de kimberlita en la región de las tierras bajas de James Bay en el norte de Ontario hace 180 millones de años, creando el campo de kimberlita Attawapiskat . Otro evento de kimberlita se extendió por 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. 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 . A medida que la Placa de América del Norte se movía hacia el oeste sobre el punto de acceso de Nueva Inglaterra, el punto de acceso de Nueva Inglaterra creó las intrusiones de magma de las colinas de Monteregian en Montreal, en el sur de Quebec. Estas poblaciones intrusivas se han interpretado de diversas formas como las intrusiones alimentadoras de volcanes extintos hace mucho tiempo que habrían estado activos hace 125 millones de años, o como intrusiones que nunca traspasaron la superficie en la actividad volcánica. La falta de un hotspot notable al oeste de las colinas de Monteregian podría deberse a que el penacho del manto de Nueva Inglaterra no atravesó la roca masiva y fuerte del Escudo Canadiense, a la falta de intrusiones notables o al fortalecimiento del penacho del manto de Nueva Inglaterra. cuando se acercó a la región de Monteregian Hills.
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 . Este supercontinente comenzó a fracturarse hace 220 millones de años cuando la litosfera de la Tierra se separó de la tensión extensional, creando un límite de placa divergente conocido como la Cuenca de Fundy . El foco de la ruptura comenzó en algún lugar entre donde se unían el este de América del Norte actual y el noroeste de África . Durante la formación de la Cuenca Fundy, la actividad volcánica nunca se detuvo, como lo muestra la erupción de lava a lo largo de la Cordillera del Atlántico Medio ; una cadena montañosa volcánica submarina en el Océano Atlántico se formó como resultado de la expansión continua del lecho marino entre el este de América del Norte y el noroeste de África. A medida que la cuenca Fundy continuó formándose hace 201 millones de años, una serie de flujos de lava basáltica entraron en erupción, formando una cadena montañosa volcánica en la parte continental del suroeste de Nueva Escocia conocida como North Mountain , que se extiende a 200 kilómetros (120 millas) de la isla Brier en el sur hasta el cabo Split en el norte. Esta serie de flujos de lava cubre la mayor parte de la Cuenca Fundy y se extiende bajo la Bahía de Fundy, donde partes de ella están expuestas en la costa en 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 a 98 pies) de ancho en el extremo sur de New 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. 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. La dura cresta basáltica de North Mountain resistió el chirrido de las capas de hielo que fluyeron sobre esta región durante las últimas edades de hielo , y ahora forma un lado del valle de Annapolis en la parte occidental de la península de Nueva Escocia . Las capas de un flujo de lava de North Mountain de menos de 175 metros (574 pies) de espesor en McKay Head, se parecen mucho a las de algunos lagos de lava de Hawai , lo que indica que las erupciones de Hawai ocurrieron durante la formación de North Mountain.
Los montes submarinos de Fogo , ubicados a 500 km (311 millas) de la costa de Terranova al suroeste de los Grandes Bancos , consisten en volcanes submarinos con fechas que se remontan al período Cretácico Inferior hace al menos 143 millones de años. 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 . La otra explicación de su origen es que se formaron sobre un penacho de manto asociado 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. La existencia de montes submarinos de cima plana a lo largo de la cadena de montes submarinos de Fogo indica que algunos de estos montes submarinos alguna vez estuvieron 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. Otros volcanes submarinos en alta mar del este de Canadá incluyen los montes submarinos de Terranova, poco estudiados .
Canadá occidental
El cinturón de piedra verde 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. La actividad volcánica hace entre 1.890 y 1.864 millones de años produjo magmas calc-alcalinos de andesita-riolita y magmas raros de shoshonita y traquiandesita, mientras que el vulcanismo de arco de 1.904 millones de años se produjo en uno o más arcos volcánicos separados que posiblemente se caracterizaron por una rápida subducción de fina corteza oceánica y grandes cuencas de arco posterior . En contraste, los volcánicos más jóvenes de 1.890 millones de años indican evidencia de engrosamiento de la corteza. Esto se debió al crecimiento a largo plazo de los arcos volcánicos por la actividad volcánica continua y el engrosamiento tectónico asociado con colisiones de arco y deformaciones sucesivas de arco. Esto, a su vez, siguió a un evento de construcción de montañas masivas llamado orogenia Trans-Hudson .
El período Cretácico de hace 145-66 millones de años fue un período de actividad volcánica de kimberlita en la cuenca sedimentaria canadiense occidental de Alberta y Saskatchewan. El campo de kimberlita Fort à la Corne en el centro de Saskatchewan se formó hace 104 a 95 millones de años durante el Cretácico Inferior . A diferencia de la mayoría de los campos de kimberlita en la Tierra, el campo de kimberlita de Fort à la Corne se formó durante más de un evento eruptivo. Sus kimberlitas se encuentran entre los ejemplos más completos de la Tierra, conservando tuberías de kimberlita y volcanes maar . La provincia de kimberlita del norte de Alberta consta de tres campos de kimberlita conocidos como Birch Mountains , Buffalo Head Hills y el grupo Mountain Lake . El campo de kimberlita de Birch Mountains consta de ocho tubos de kimberlita conocidos como Phoenix , Dragon , Xena , Legend y Valkyrie , que datan de aproximadamente 75 millones de años. El campo de kimberlita de Buffalo Head Hills estuvo dominado por el vulcanismo explosivo de kimberlita desde hace 88 millones de años hasta hace 81 millones de años, formando maars . Las kimberlitas del campo de Buffalo Head Hills son similares a las asociadas con el campo de kimberlitas de Fort à la Corne en el centro de Saskatchewan. Las tuberías de kimberlita del grupo Mountain Lake se formaron durante un período de tiempo similar al del campo Birch Mountains hace 77 millones de años.
Formación del Pacífico Noroeste
La parte canadiense del noroeste del Pacífico comenzó a formarse durante el período Jurásico temprano cuando un grupo de islas volcánicas activas chocó contra un margen continental preexistente y la costa del oeste de Canadá. 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 al oeste durante el período Triásico . Esta zona de subducción registra otra zona de subducción llamada Fosa Intermontana bajo un océano antiguo entre las Islas Intermontanas y el antiguo margen continental del oeste de Canadá llamado Slide Mountain Ocean . Esta disposición de dos zonas de subducción paralelas es inusual porque existen muy pocas zonas de subducción gemelas en la Tierra; el cinturón móvil de Filipinas frente a la costa oriental de Asia es un ejemplo de una zona de subducción gemela moderna. A medida que la placa intermontana se acercaba al margen continental preexistente por la subducción en curso bajo el océano Slide Mountain, las islas Intermontane 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. . A medida que la placa de América del Norte 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 Slide Mountain comenzó a cerrarse por una subducción continua bajo el océano Slide Mountain. Esta zona de subducción finalmente se atascó y cerró por completo hace unos 180 millones de años, poniendo fin al vulcanismo de 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 Cinturón Intermontano , que consiste en de valles profundamente cortados, mesetas altas y tierras altas onduladas. Esta colisión también aplastó y plegó rocas sedimentarias e ígneas , creando una cadena montañosa llamada Kootenay Fold Belt que existía en el extremo este de la Columbia Británica.
Después de que las rocas sedimentarias e ígneas fueron plegadas y trituradas, resultó en la creación de una nueva plataforma continental y costa. La Placa Insular continuó subduciendo bajo la nueva plataforma continental y la línea costera hace unos 130 millones de años durante el período Cretácico medio después de la formación del Cinturón Intermontano, sosteniendo un nuevo arco volcánico continental llamado Arco Omineca . El magma que se eleva desde el arco de 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 forma discontinua durante unos 60 millones de años. El océano que se encuentra en alta mar durante este período se llama Bridge River Ocean . 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. Estas islas volcánicas, conocidas como Islas Insulares , se formaron en la Placa Insular por subducción de la antigua Placa Farallón hacia su oeste durante la era Paleozoica temprana. A medida que la Placa de América del Norte se desplazó hacia el oeste y la Placa Insular se desplazó hacia el este hasta el margen continental del oeste de Canadá, el Puente del Río Océano comenzó a cerrarse por subducción en curso bajo el Puente del Río Océano. Esta zona de subducción finalmente se atascó y cerró por completo hace 115 millones de años, poniendo fin al vulcanismo del Arco de Omineca y las Islas Insulares chocaron, formando el Cinturón Insular . La compresión resultante de esta colisión aplastó, fracturó y plegó rocas a lo largo del margen continental. 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. Esta gran masa de roca ígnea es el afloramiento de granito más grande de América del Norte.
La placa de Farallón continuó subduciéndose 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, dando soporte a una nueva cadena de volcanes en el continente del oeste de Canadá llamada Coast Range Arc hace unos 100 millones de años. durante la época del Cretácico Superior . El magma que asciende desde la Placa de Farallón bajo el nuevo margen continental se abrió camino hacia arriba a través del Cinturón Insular recientemente acrecido, inyectando enormes cantidades de granito en las rocas ígneas más antiguas del Cinturón Insular. En la superficie, se construyeron nuevos volcanes a lo largo del margen continental. El sótano de este arco fue probablemente intrusiones del Cretácico Temprano y Jurásico Tardío de las Islas Insulares.
Uno de los principales aspectos que cambió a principios del Arco de la Cordillera de la Costa fue el estado del extremo norte de la Placa de Farallón, una parte ahora conocida como Placa de Kula . Hace unos 85 millones de años, la placa Kula se separó de la placa Farallon para formar un área de extensión del lecho marino llamada Kula-Farallon Ridge . Este cambio aparentemente tuvo algunas ramificaciones importantes para la evolución geológica regional. Cuando se completó este cambio, el vulcanismo del arco Coast Range regresó y las secciones del arco se elevaron considerablemente en el último período del Cretácico. Esto inició un período de construcción de montañas que afectó a gran parte del oeste de América del Norte llamado orogenia Laramide . En particular, una gran área de transpresión dextral y fallas de empuje dirigidas hacia el suroeste estuvo activa desde hace 75 a 66 millones de años. Gran parte del registro de esta deformación ha sido anulado por estructuras de la era Terciaria y la zona de fallas de empuje dextral del Cretácico parece haber sido generalizada. También fue durante este período cuando cantidades masivas de granito fundido invadieron rocas oceánicas altamente deformadas y fragmentos variados de arcos de islas preexistentes, en gran parte restos del puente del río Océano. Este granito fundido quemó los viejos sedimentos oceánicos en una brillante roca metamórfica de grado medio llamada esquisto . Las intrusiones más antiguas del Coast Range Arc se deformaron bajo el calor y la presión de las intrusiones posteriores, convirtiéndolas en rocas metamórficas en capas conocidas como gneis . En algunos lugares, las mezclas de rocas intrusivas más antiguas y las rocas oceánicas originales se han distorsionado y deformado bajo el calor, el peso y la tensión intensos para crear patrones arremolinados inusuales conocidos como migmatita , que parecen haber sido casi derretidos en el procedimiento.
El vulcanismo comenzó a declinar a lo largo del arco hace unos 60 millones de años durante las etapas faunísticas del Albiano y Aptiano del período Cretácico. Esto resultó de la geometría cambiante de la placa Kula, que desarrolló progresivamente un movimiento más al norte a lo largo del continente del oeste de Canadá. En lugar de subducir debajo del oeste de Canadá, la placa Kula comenzó a subducir debajo del suroeste de Yukón y Alaska durante el período Eoceno temprano. El vulcanismo a lo largo de todo el arco de la Cordillera de la Costa se cerró hace unos 50 millones de años y muchos de los volcanes han desaparecido por la erosión. Lo que queda del Arco de la Cordillera de la Costa hasta el día de hoy son afloramientos de granito cuando el magma entró y se enfrió en profundidad debajo de los volcanes, formando las Montañas de la Costa . 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. Sin embargo, otros estudios geológicos determinaron que la placa Kula se movía a un ritmo tan rápido como 200 mm (8 pulgadas) por año.
Complejos de la zona de subducción de Cascadia
Cuando la última placa de Kula decayó y la placa de Farallón avanzó hacia esta área 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 en 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. El más antiguo es el erosionado Cinturón volcánico de Pemberton de 18 millones de años que se extiende al oeste-noroeste desde el centro-sur de la Columbia Británica hasta las islas Queen Charlotte en el noreste, donde se encuentra a 150 kilómetros (93 millas) al oeste de la parte continental de la Columbia Británica. En el sur está definido por un grupo de intrusiones epizonales y algunos restos erosivos de roca eruptiva. Más al norte, en los grandes campos de hielo de Ha-Iltzuk y Waddington, incluye dos grandes calderas disecadas llamadas Silverthrone Caldera y Franklin Glacier Complex, mientras que las islas Queen Charlotte al noreste contienen una formación volcánica que varía en edad desde el Mioceno hasta el Plioceno llamada Formación Masset . Aunque están muy separadas unas de otras, todas las rocas del cinturón de Pemberton tienen una edad similar y tienen composiciones de magma similares. Por lo tanto, se cree que estas rocas magmáticas son productos del vulcanismo de arco relacionado con la subducción de la placa de Farallón. A fines del Plioceno, la placa de Farallón se había reducido enormemente 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 la falla de 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 Garibaldi de cuatro millones de años , una zona de tendencia norte-sur de volcanes y roca volcánica en las montañas costeras del sur del suroeste de Columbia Británica, se puede agrupar en al menos tres segmentos de enechelon, conocidos como el norte, centro y segmentos del sur. El segmento norte se superpone al antiguo cinturón volcánico de Pemberton 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. Algunos volcanes aislados al noroeste del macizo de Mount Meager, como Silverthrone Caldera y Franklin Glacier Complex, también se agrupan como parte del Cinturón Volcánico Garibaldi. Sin embargo, sus orígenes tectónicos son en gran parte inexplicables y son cuestión de investigación continua. Cuando la placa de 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 en función de la composición de la roca, Silverthrone Caldera y Franklin Glacier Complex están relacionados con la subducción. La Caldera Trono Plateado profundamente disecada, aproximadamente circular, de 20 kilómetros (12 millas) de ancho, en el segmento norte del Cinturón Volcánico Garibaldi, se formó hace un millón de años durante el período Pleistoceno Temprano . 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 . El monte Silverthrone , una cúpula de lava erosionada en el borde noreste de Silverthrone Caldera, estuvo episódicamente activo durante las etapas de vulcanismo de Pemberton y Garibaldi. El erosionado complejo del glaciar Franklin, justo al sureste, está formado por rocas de dacita y andesita que tienen una antigüedad de entre 3,9 y 2,2 millones de años. Al sureste del complejo del glaciar Franklin, los conos del río Bridge comprenden restos de conos de basalto andesítico y alcalino y flujos de lava. Estos varían en edad desde aproximadamente un millón de años hasta 0,5 millones de años y comúnmente muestran características de contacto con el hielo relacionadas con erupciones subglaciales . 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 edades comprendidas entre dos millones y 2.490. años. El segmento central del Cinturón Volcánico Garibaldi está definido por un grupo de ocho volcanes en una cresta de las tierras altas al este del río Squamish , y por restos de flujos de lava basáltica conservados en el valle adyacente de Squamish. El macizo del Monte Cayley , el volcán más grande y persistente, es un estratovolcán profundamente erosionado que comprende un complejo de cúpulas de lava hecho de dacita y riodacita menor con edades comprendidas entre 3,8 y 0,31 millones de años. Mount Fee , un tapón volcánico estrecho 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 cordillera de las tierras altas. La denudación completa de la columna central, así como la ausencia de labranza bajo los flujos de lava del monte Fee, sugieren una edad preglacial. 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 parecidas a tuya con márgenes de contacto con hielo demasiado empinados. Los volcanes primarios en el segmento sur son el monte Garibaldi , el monte Price y el colmillo negro . 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. El monte Garibaldi, un estratovolcán bastante diseccionado a 80 kilómetros (50 millas) al norte de Vancouver , fue construido por las erupciones de Peléan hace entre 0,26 y 0,22 millones de años durante las etapas menguantes del último período glacial o "wisconsiniano" . Mount Price, un estratovolcán menos significativo 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. Además de los grandes volcanes centrales de andesita-dacita, la parte sur del cinturón volcánico de Garibaldi incluye restos de basalto y flujos de lava de andesita basáltica y rocas piroclásticas . Estos incluyen flujos de lava que llenan los valles intercalados con hasta que contienen madera de unos 34.000 años.
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. 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 unos ocho millones de años en el oeste hasta unos 3,5 millones de años en otros lugares. Los principales análisis de elementos de las rocas volcánicas e hipabisales de Alert Bay sugieren dos conjuntos diferentes de basalto-andesita-dacita-riolita con tendencias de fraccionamiento divergentes. El primero coincide con la tendencia típica de Cascade calco-alcalino, mientras que el otro es más alcalino y más enriquecido en Fe siguiendo una tendencia que se extiende a ambos lados del límite calco-alcalino-toleita. El extremo occidental del cinturón volcánico de Alert Bay se encuentra ahora a unos 80 kilómetros (50 millas) al noreste de la falla de Nootka. Sin embargo, en el momento de su formación, el cinturón volcánico puede haber coincidido con el límite de la placa subducida. Además, la sincronización del vulcanismo corresponde a cambios en el movimiento de las placas y cambios en el lugar del vulcanismo a lo largo de los cinturones volcánicos de Pemberton y Garibaldi. Este breve intervalo de ajuste del movimiento de la placa de hace unos 3,5 millones de años puede haber desencadenado la generación de magma basáltico a lo largo del borde de la placa descendente. 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.
El Grupo Chilcotin , una gran provincia ígnea y meseta volcánica de 50.000 km 2 (19.000 millas cuadradas) en el centro-sur de la Columbia Británica, consta de flujos de lava de basalto columnar delgados, planos y mal formados que se han formado como resultado del derretimiento 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. 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 millones de años. Se sugiere que el Pico Anahim , un tapón volcánico cerca del flanco oriental de la Cordillera del Arco Iris, y otros tapones que penetran en el Grupo Chilcotin sean respiraderos para el vulcanismo de basalto. Estos tapones volcánicos forman una tendencia 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. Toba silícica que se encuentra entre los flujos de lava de basalto 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 las sucesivas erupciones de lava basáltica en la cuenca de arco posterior de Chilcotin. Los geocientíficos sugieren que el Grupo Chilcotin forma una secuencia de volcanes en escudo fusionados de bajo perfil que erupcionaron desde respiraderos centrales.
Complejos de plumas y grietas de la Columbia Británica
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. Comprende una gran cantidad de pequeños conos de ceniza y llanuras de lava asociadas, y tres volcanes grandes y de composición diversa, conocidos como la Montaña del Nivel , el complejo volcánico del Monte Edziza y la Montaña Hoodoo . En el sur, la provincia volcánica es algo angosta y cruza diagonalmente a través de la tendencia estructural noroeste de las Montañas Costeras. Más al norte, está menos claramente definido, formando un gran arco que gira hacia el oeste a través del centro de Yukón . 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 escalonados cortos con tendencia al norte que, en la porción de Columbia Británica de la provincia volcánica, están inequívocamente involucrados con estructuras de rift de tendencia norte que incluyen grabens sinvolcánicos y semicírculos . grabens similar al Rift de África Oriental , que se extiende desde el Afar Triple Junction hacia el sur a través de África oriental. El sistema de ruptura de la Cordillera del Norte se formó como resultado de que el continente de América del Norte se estiró 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 Charlotte 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 . A medida que la corteza continental se estira, las rocas cercanas a la superficie se fracturan a lo largo de grietas empinadas paralelas a la grieta conocida como fallas . El magma basáltico caliente se eleva a lo largo de estas fracturas para crear erupciones de lava pasivas. Las composiciones de las lavas en la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte son basalto de olivino alcalino derivado del manto, hawaiita menor y basanita , que forman los grandes volcanes en escudo y los pequeños conos de ceniza en toda la provincia volcánica. Muchos de ellos contienen inclusiones de lherzolita . Los grandes volcanes centrales de la provincia volcánica consisten principalmente en lavas de traquita , pantellerita y comendita . Estas composiciones de lava se formaron mediante el fraccionamiento de magma basáltico alcalino primario en depósitos de la corteza. Una región de rifting continental, como la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, apoyaría el desarrollo de reservorios de alto nivel de tamaño y capacidad térmica suficientes para sostener un fraccionamiento prolongado.
El Cinturón Volcánico de Anahim se extiende desde la costa de Columbia Británica a través de las Montañas Costeras hasta la Meseta Interior. Su extremo occidental está definido por rocas volcánicas alcalinas intrusivas y comagmáticas del complejo de la isla Bella Bella-King, expuestas en los fiordos e islas de las montañas de la costa occidental. La parte central del Cinturón Volcánico de Anahim contiene tres volcanes de escudo complejos, conocidos como las cordilleras Rainbow , Ilgachuz e Itcha . Estos volcanes en escudo bastante disecados 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 en escudo se fusionan imperceptiblemente con los flujos de lava planos que comprenden la meseta de lava del Grupo Chilcotin. A diferencia del basalto del Grupo Chilcotin, que no está asociado con ningún derivado félsico, los volcanes del Cinturón Volcánico de Anahim central son marcadamente bimodales y comprenden un conjunto mixto de rocas silícicas basálticas y peralcalinas. Si bien 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. 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 de América del Norte sobre un posible penacho del manto conocido como el punto caliente de Anahim. , mientras que el Grupo Chilcotin está relacionado con el vulcanismo de cuenca de arco posterior. Nazko Cone , 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 al este del Cinturón Volcánico de Anahim con fechas de 7.200 años.
El Explorador de Ridge , una cordillera submarina tumbado 160 kilómetros (99 millas) al oeste de la isla de Vancouver en la costa de la Columbia Británica, consiste en una zona de tendencias grieta de norte a sur. Contiene un segmento importante conocido como Southern Explorer Ridge, junto con otros segmentos más pequeños, como Northern Explorer Ridge. Con una profundidad de 1.800 metros (5.900 pies), el sur de Explorer Ridge es relativamente poco profundo en comparación con la mayoría de las otras zonas de rift del noreste del Océano Pacífico, lo que indica que ha habido una considerable actividad volcánica a lo largo de esta parte de Explorer Ridge en los últimos 100.000 años. . Magic Mountain , una gran área de ventilación hidrotermal en el sur de Explorer Ridge, es un escenario de esta actividad volcánica. 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 ruptura primaria. La fuente del fluido hidrotermal que alimenta la Montaña Mágica probablemente se eleva a lo largo de los sistemas de fracturas asociados con un episodio reciente de ruptura que, a su vez, siguió a un derramamiento masivo de lava. En contraste, Northern Explorer Ridge ha evolucionado hasta convertirse en una estructura compuesta compleja que consta de varias cuencas de rift limitadas por fallas de forma arqueada y de medio graben con un patrón superpuesto de grabens y horsts romboédricos .
El Segmento Endeavour, una zona de ruptura activa de la cordillera Juan de Fuca más grande en la costa de Columbia Británica, contiene un grupo de fumadores negros activos llamados Respiraderos Hidrotermales Endeavour , ubicados a 250 kilómetros (160 millas) al suroeste de la isla de Vancouver. Este grupo de respiraderos hidrotermales se encuentra a 2.250 metros (7.380 pies) por debajo del nivel del mar y consta de cinco campos hidrotermales, conocidos como Sasquatch , Saily Dawg , High Rise , Mothra y Main Endeavour . Al igual que los respiraderos hidrotermales típicos, los respiraderos hidrotermales Endeavour se forman cuando el agua de mar fría se filtra en las grietas y hendiduras del segmento Endeavour, donde se calienta con el magma que se encuentra debajo del lecho marino. A medida que el agua se calienta, sube y busca un camino de regreso al Océano Pacífico a través de aberturas en el Segmento Endeavour, formando respiraderos hidrotermales. Estos respiraderos hidrotermales liberan fluidos con temperaturas de más de 300 ° C y han sido un foco de investigación de científicos canadienses e internacionales. El sumergible DSV Alvin tripulado de investigación en aguas profundas de la Armada de los Estados Unidos y el vehículo submarino operado por control remoto Jason han trabajado en los respiraderos hidrotermales Endeavour. En estudios conjuntos Canadá-Estados Unidos se ha utilizado la plataforma canadiense operada a distancia para las ciencias oceánicas. Fisheries and Oceans Canada ha llevado a cabo amplios programas de instrumentos acústicos y amarrados en Endeavour Hydrothermal Vents desde 1985.
Norte de canadá
Grandes volúmenes de lava basáltica cubrieron el norte de Canadá en forma de una inundación de basalto hace 1.267 millones de años que envolvió el paisaje cerca del río Coppermine al suroeste del golfo de Coronación en el Ártico canadiense. Esta actividad volcánica construyó una extensa meseta de lava y una gran provincia ígnea con un área de 170.000 km 2 (65.637 millas cuadradas) que representan un volumen de lavas de al menos 500.000 km 3 (119.956 millas cuadradas). Con un área de 170.000 km 2 (65.637 millas cuadradas) y un volumen de al menos 500.000 km 3 (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 Deccan en el oeste. India central , lo que lo convierte en uno de los eventos de inundación de basalto más grandes que jamás haya aparecido en el continente de América del Norte, así como en la Tierra. Este evento eruptivo masivo se asoció con el evento magmático de Mackenzie, que incluyó la intrusión contemporánea, estratificada, máfica-ultramáfica Muskox y el enorme enjambre de diques de Mackenzie que diverge de los basaltos de la inundación del río Coppermine . El espesor máximo de los basaltos de la inundación es de 4,7 km (3 millas) y consta de 150 flujos de lava, cada uno de 4 a 100 m (13 a 328 pies) de espesor. Estos flujos de lava de basalto de inundación hicieron erupción durante un solo evento que duró menos de cinco millones de años. El análisis de la composición química de las lavas da pistas importantes sobre el origen y la dinámica del vulcanismo basáltico de inundación. Las lavas más bajas se produjeron al derretirse en el campo de estabilidad del granate debajo de la superficie a una profundidad de más de 90 kilómetros (56 millas) en un ambiente de pluma de manto debajo de la litosfera de América del Norte . A medida que la pluma del manto invadió las rocas del Escudo Canadiense, creó una zona de afloramiento de roca fundida conocida como el punto caliente de Mackenzie . Las lavas superiores estaban parcialmente contaminadas con rocas de la corteza a medida que los magmas del penacho del manto atravesaban la corteza inferior y superior.
Durante el período Jurásico Temprano, hace 196 millones de años, existía el punto caliente de Nueva Inglaterra o Gran Meteoro en el área de Rankin Inlet del sur de Nunavut a lo largo de la costa noroeste de la Bahía de Hudson , produciendo magmas de kimberlita. Esto marca la primera aparición del punto de acceso de Nueva Inglaterra, así como la erupción de kimberlita más antigua en toda la ruta del punto de acceso 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 de acceso de Nueva Inglaterra.
La provincia magmática de la cuenca de Sverdrup del norte de Nunavut forma una gran provincia ígnea de 95 a 92 millones de años en el Ártico canadiense. Parte de la gran provincia ígnea del Alto Ártico más grande , consta de dos formaciones volcánicas llamadas Volcánicas de la isla Ellesmere y Formación Strand Fiord . En la Formación Strand Fiord, las lavas de basalto de inundación alcanzan un espesor de al menos 1 kilómetro (3300 pies). 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 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 cordillera Alpha submarina todavía estaba geológicamente activa.
El vulcanismo de basalto generalizado se produjo hace entre 60,9 y 61,3 millones de años 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 período Paleoceno , cuando América del Norte y Groenlandia se separaban de los movimientos tectónicos. Esto fue el resultado de la expansión del lecho marino donde se estaba creando un nuevo lecho 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. La fuente de esta actividad volcánica fue la columna de Islandia junto con su expresión superficial, el punto caliente de Islandia . Esta actividad volcánica formó parte de una gran provincia ígnea que está hundida bajo el norte del Mar de Labrador. Otro período de actividad volcánica comenzó en la misma región hace unos 55 millones de años durante el período Eoceno cuando la Cordillera del Atlántico Medio de 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 debido al movimiento de un sistema de fallas transformantes que se extiende desde el mar de Labrador hacia el sur y la bahía de Baffin hacia el norte. Aunque la región se alejó del penacho de Islandia debido al movimiento de las placas durante millones de años, la fuente del derretimiento parcial durante el período final de actividad volcánica puede haber sido restos de magma del penacho de Islandia todavía anormalmente caliente que quedaron varados debajo del norte. Litosfera americana en el período Paleoceno. La mayoría de las 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 tendencia noroeste llamada Cinturón Volcánico de Wrangell . Este cinturón volcánico se encuentra principalmente en el estado estadounidense de Alaska , pero se extiende a través de la frontera entre Alaska y Yukon hasta el suroeste de Yukon, 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 . El Cinturón Volcánico de Wrangell se formó como resultado del vulcanismo de arco relacionado con la subducción de la Placa del Pacífico debajo de la porción norte de la Placa de América del Norte. Sobre grandes áreas, las rocas extrusivas se encuentran en pilas planas no perturbadas en una superficie terciaria de relieve moderado. Sin embargo, a nivel local, los estratos de la misma edad se han visto afectados por un pulso tardío de tectonismo, durante el cual sufrieron fallas, se contorsionaron en estrechos pliegues simétricos o fueron anulados por rocas del basamento pre-terciario a lo largo de fallas de empuje hacia el suroeste. Un considerable levantamiento reciente, acompañado de una rápida erosión, ha reducido una vez vastas áreas de rocas volcánicas del Terciario superior a pequeños remanentes aislados. Aunque no se han producido erupciones en la parte 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 río Blanco. Depósito de cenizas . Este depósito de ceniza volcánica tiene una antigüedad estimada de 1.890 y 1.250 años, y cubre más de 340.000 km 2 (130.000 millas cuadradas) del noroeste de Canadá y el este de Alaska adyacente. Leyendas no probadas de los pueblos indígenas de la zona indican que la erupción final del monte Churchill hace 1.250 años interrumpió el suministro de alimentos y los obligó a trasladarse más al sur.
La parte del Yukón de la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, con tendencia al noroeste , incluye los volcanes más jóvenes del norte de Canadá. El campo volcánico de Fort Selkirk, en el centro de Yukón, consta de flujos de lava basáltica y conos de ceniza que llenan el valle. 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 hace entre 0,8 y un millón de años cuando esta área se encontraba debajo de la vasta capa de hielo de la Cordillera . El volcán más joven, Volcano Mountain, justo al norte de la unión de los ríos Yukon 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 los sedimentos en un lago incautado por los flujos de lava indicó que los flujos de lava más jóvenes no podrían ser más jóvenes que el Holoceno medio 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. 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. Esta lava, conocida como nefelinita de olivina , también es inusual porque contiene fragmentos de roca pequeños, angulares a redondeados, llamados nódulos .
Geología económica
Cinturones de piedra verde
Los cinturones de piedra verde arcaicos y proterozoicos predominantemente volcánicos en todo Canadá son importantes para estimar el potencial mineral de Canadá . En consecuencia, los geólogos estudian los cinturones de piedra verde para comprender los volcanes y el entorno en el que hicieron erupción, y para proporcionar un modelo de trabajo para la exploración mineral. El cinturón de piedra verde de Flin Flon, de 1.904 a 1.864 millones de años de antigüedad, en el centro de Manitoba y el centro-este de Saskatchewan, es uno de los depósitos de mineral de sulfuro masivo volcánico de la era paleoproterozoica más grandes del mundo, que contiene 27 depósitos de cobre , zinc ( oro ) de del que se han extraído más de 183 millones de toneladas de mineral de sulfuro. El cinturón de piedra verde de Yellowknife, de 2.575 millones de años, en los Territorios del Noroeste, alberga depósitos de oro de clase mundial con una producción total de 15 millones de onzas de oro. En el cinturón de piedra verde de Archean Hope Bay en el oeste de Nunavut, se han conocido tres grandes depósitos de oro como Doris, Boston y Madrid, mientras que el cinturón de piedra verde de Abitibi de 2677 millones de años de antigüedad en Ontario y Quebec es la segunda zona productora de oro más prolífica en Tierra; la zona productora de oro más prolífica es la cordillera de Witwatersrand en Sudáfrica .
Intrusiones
Se sabe que otras formaciones magmáticas, como enjambres de diques y alféizares , contienen depósitos de metales básicos y preciosos . El 2.500- a 2.450 millones de años de edad, Matachewan dique enjambre de los ejércitos del este de Ontario a los 2,491- 2,475 millones de años de edad, 20 kilómetros (12 millas) de largo Este Bull Lago de intrusiones e intrusiones asociadas. El evento magmático Ungava de 2.217 a 2.210 millones de años fue la fuente de los alféizares 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 . 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 del Labrador Trough en Labrador y el noreste de Quebec, aunque el Cape Smith Belt en el norte de Quebec, el Belcher Islas en el sur de Nunavut, el río Fox y los cinturones de 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. Dentro de la gran provincia ígnea Circum-Superior se encuentran los principales depósitos de níquel de los cinturones de Thompson y Raglan, que probablemente se derivaron de más de una fuente de magma. El magmatismo de enjambre de diques de Mackenzie de 1.267 millones de años más importante en la parte occidental del Escudo Canadiense es el anfitrión de la intrusión de Muskox altamente prosperada . Otro evento significativo fue el magmatismo que formó el enjambre de diques Franklin de 723 millones de años de antigüedad en el norte de Canadá y ha sido fuertemente minado en busca de metales del grupo del níquel, cobre y platino. En la meseta oceánica acumulada de 230 millones de años de antigüedad , Wrangellia en Columbia Británica y Yukon, también se han realizado búsquedas de metales del grupo del níquel, cobre y platino.
Diatremas
Las diatremas de kimberlita , o pipas, en todo Canadá también han sido importantes económicamente, porque los magmas de kimberlita son la principal fuente mundial de diamantes con calidad de gema . Los tubos de kimberlita se forman cuando los magmas de kimberlita se elevan considerablemente desde profundidades de hasta 400 kilómetros (250 millas). A medida que los magmas de kimberlita se acercan a una profundidad de al menos 2 kilómetros (1,2 millas), el magma explota violentamente a través de la corteza terrestre, llevando a la superficie fragmentos de roca que ha acumulado en el camino y, en las condiciones adecuadas, posiblemente diamantes. . Las diatremas del Eoceno (ca. 55-50 Ma) del campo de kimberlita de Lac de Gras en el cratón Slave central de los Territorios del Noroeste sostienen dos minas de diamantes de clase mundial, llamadas Ekati y Diavik . Ekati, la primera mina de diamantes de Canadá, ha producido 40.000.000 de quilates (8.000 kg) de diamantes de seis tajos abiertos entre 1998 y 2008, mientras que Diavik, al sureste, ha producido 35.400.000 quilates (7.080 kg) de diamantes desde su fundación en 2003. La tubería de kimberlita diamondiferous Drybones Bay es la diatrema más grande descubierta en los Territorios del Noroeste, que mide 900 por 400 metros (3.000 pies × 1.300 pies). Las diatremas diamantíferas en 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.
Actividad reciente
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. El lapso de actividad volcánica registrada y presenciada en Canadá difiere de una región a otra y la gente ha presenciado al menos dos erupciones. Como parte del Anillo 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 ). Esto es muy reciente en términos geológicos, lo que sugiere que los volcanes en Canadá tienen actividad en curso. Los estudios científicos en curso han indicado que ha habido terremotos asociados con al menos diez volcanes canadienses, que incluyen: el monte Garibaldi , la montaña Hoodoo , Castle Rock , el macizo del monte Cayley , el volcán , la laguna Crow , la caldera Silverthrone , el macizo del monte Meager , los pozos grises y aguas transparentes. campo volcánico y el complejo volcánico Monte Edziza .
El macizo del monte Meager en el cinturón volcánico de Garibaldi, en el suroeste de la Columbia Británica, fue el origen de una erupción pliniana masiva ( VEI -5) hace 2.350 años, de carácter similar a la erupción del monte St. Helens en 1980 en el estado estadounidense de Washington . La erupción se originó en un respiradero en el flanco noreste del Plinth Peak , el más alto y uno de los cuatro estratovolcanes superpuestos que juntos forman el macizo del Monte Meager. 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 . 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 . Como los vientos dominantes enviaron cenizas y polvo hasta 530 kilómetros (330 millas) hacia el este, crearon el gran depósito de cenizas del río Bridge , que se extiende desde Mount Meager hasta el centro de Alberta. 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 fueron quemados en el lugar. Un delantal grueso e inusual de brecha vitrofírica soldada puede representar el colapso explosivo de un antiguo domo de lava que depositó cenizas de varios metros de espesor cerca del área de ventilación. Este colapso bloqueó el río Lillooet a una altura de al menos 100 metros (330 pies), formando un lago. El lago alcanzó una elevación máxima de 810 metros (2.660 pies) y por lo tanto tenía al menos 50 metros (160 pies) de profundidad. Los depósitos piroclásticos que bloqueaban el río Lillooet finalmente se erosionaron por la actividad del agua, lo que provocó una inundación masiva que arrojó pequeños cantos rodados del tamaño de una casa por el valle del río Lillooet y formaron cataratas Keyhole de 23 metros (75 pies) de altura . La fase final de 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. Se encuentran dos grupos de aguas termales en el macizo del monte Meager, lo que sugiere que el calor magmático todavía está presente y la actividad volcánica continúa.
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 , Kana Cone , Cinder Cliff , Icefall Cone , Ridge Cone , Williams Cone , Cono Salida a la cala , Cono Moraine , Cono Sidas , Cono aguanieve , Cono tormenta , Cono Triplex , doble Cono , caché colina , Camp Hill , cacao cráter , café cráter , Cono Nahta , Cono Tennena , platillo , y el buen estado de conservación Eva Cono . Las fuentes termales activas o recientemente activas se encuentran en varias áreas a lo largo del flanco occidental de la meseta de lava de Edziza, incluidos los manantiales de Elwyn (36 ° C ), los manantiales de Taweh (46 ° C) y los manantiales inactivos cerca del lago Mess . Las tres áreas hidrotermales están cerca de los campos de lava más jóvenes en la meseta de lava y probablemente están asociadas con la actividad volcánica más reciente en el complejo volcánico del Monte Edziza. Existe un depósito de piedra pómez sin fecha en todo el complejo que se estima tiene menos de 500 años.
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 comprende un lecho de lava, que represa el extremo sur del lago McDougall . Ha habido actividad en este sitio tan recientemente como hace 7.600 años en Dragon Cone , aunque es más probable que hace menos de 1.000 años. Kostal Cone es demasiado joven para la técnica de datación por potasio-argón (utilizable en muestras 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 , lo que revela el crecimiento de patrones de anillos de árboles. La datación por anillos de árboles ha revelado una edad de aproximadamente 400 años para Kostal Cone, lo que indica que se formó alrededor de 1500. Esto hace que Kostal Cone sea el volcán más joven del campo volcánico Wells Gray-Clearwater y, por lo tanto, uno de los más jóvenes de Canadá.
Tseax Cone , un cono de ceniza joven en el extremo sur de la provincia volcánica de la Cordillera del Norte, fue la fuente de una gran erupción de flujo de lava de basalto alrededor de los años 1750 y 1775 que viajó al río Tseax , represándolo y formando el lago de lava . Posteriormente, el flujo de lava viajó 11 kilómetros (7 millas) al norte hasta el río Nass , donde llenó el piso del valle plano durante 10 kilómetros (6 millas) adicionales, haciendo que toda la lava fluyera de 22,5 kilómetros (14,0 millas) de largo. Las leyendas nativas del pueblo Nisga'a en el área hablan de un período prolongado de interrupción del volcán, incluida la destrucción de dos pueblos Nisga'a conocidos como Lax Ksiluux y Wii Lax K'abit. La gente Nisga'a cavó pozos para refugiarse, pero al menos 2.000 personas Nisga'a murieron debido a los gases volcánicos y el humo venenoso (muy probablemente dióxido de carbono ). Este es el peor desastre geofísico conocido de Canadá. Es la única erupción en Canadá en la que se ha demostrado que las leyendas de las personas de las Primeras Naciones son ciertas. Desde 1993, el Tseax Cone descansa tranquilamente en el Parque Provincial Nisga'a Memorial Lava Beds .
Los mineros de placer informaron una erupción el 8 de noviembre de 1898 en el campo volcánico de Atlin de 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 decía que la ceniza volcánica estaba cayendo durante muchos días. Durante la erupción, los mineros de placer adyacentes pudieron trabajar por la noche debido al brillo incandescente de la erupción. Un informe de noticias publicado el 1 de diciembre de 1898 por el editor del periódico estadounidense The New York Times declaró: Kinslee y TP James, mineros de Denver que con el coronel Hughes de Rossland acaban de regresar de Alaska, informan que un volcán está en erupción activa alrededor de cincuenta millas de la ciudad de Atlin. Aún no se ha dado 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 cincuenta millas al sur del lago Gladys, todas las cuales tienen más de 1.400 pies de altura. En 1898, el área de Atlin estaba en disputa con la frontera entre Alaska y Columbia Británica , y los principales locutores de noticias estadounidenses afirmaron que el área de Atlin estaba en Alaska y no en el noroeste de Columbia Británica. Esta disputa fronteriza 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 lleva a los investigadores a especular sobre la erupción y reportarla como incierta.
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. Es un cono de ceniza mal construido hecho de ceniza volcánica suelta, tefra del tamaño de lapilli y bombas volcánicas . Situada sobre una cordillera remota en los límites de las montañas de la costa, es responsable de las erupciones de flujo de lava en 1904 y más que viajaron hacia el 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 pequeño afluente del río Unuk . Al hacerlo, formó varios pequeños lagos. Esta erupción tuvo un efecto masivo en los habitantes de peces, plantas y animales del valle, pero no hay registro de su impacto en las personas, muy probablemente porque las personas no se encontraban en el área remota. La longitud total de los flujos de lava es de al menos 22 kilómetros (14 millas) y todavía contiene las características de lava originales de cuando hicieron erupción, incluidas las crestas de presión y los canales de lava. Sin embargo, secciones de los flujos de lava se han derrumbado en tubos de lava subyacentes para formar cavidades. La tefra y la escoria de The Volcano cubren las crestas montañosas adyacentes e incluso a través de ella es muy joven, se ha reducido por la erosión del hielo glacial alpino que se encuentra en las montañas costeras densamente glaciadas. El volumen estimado de lava y ceniza de The Volcano es de 2,2 km 3 (1 cu mi).
Los sismógrafos registraron una serie de terremotos de magnitud inferior a 3.0 en la región del río Baezaeko , 20 kilómetros (12 millas) al oeste de Nazko Cone, en el cinturón volcánico de Anahim, el 9 de octubre de 2007. La causa de estos terremotos fue la intrusión de magma en la roca 25 kilómetros (16 millas) debajo de la superficie. Desde entonces se han registrado más de 1.000 pequeños terremotos. Debido al pequeño tamaño de los enjambres de terremotos , Natural Resources Canada ha agregado más sismógrafos en la región para una mejor ubicación y precisión de profundidad. Sin embargo, el tamaño y el número de los enjambres del terremoto de 2007 indican que actualmente no hay amenaza de erupción. Antes de que el magma pudiera hacer erupción en el área adyacente al Cono Nazko, se espera que el tamaño y el número de los terremotos aumenten considerablemente, presagiando una erupción.
Mitigación y vulnerabilidad
En Canadá, a pesar de que los volcanes representan una amenaza significativa para 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 en Canadá es un proceso lento. 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. Debido a estos problemas, los científicos que estudian los volcanes de Canadá tienen una comprensión básica del patrimonio volcánico de Canadá y cómo podría afectar a las personas en el futuro. Los vulcanólogos saben 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. Cuando un volcán muestra evidencia de actividad volcánica, se requerirá una acción rápida para comprender mejor el proceso. La posibilidad más baja de una erupción en Canadá por año es aproximadamente 1/200; para una erupción de lava pasiva, la posibilidad es aproximadamente 1/220, y para una erupción explosiva mayor es aproximadamente 1/3333. 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 está geológicamente activa. No se puede descartar la posibilidad de una erupción, incluso una gran explosiva. Por tranquilos que parezcan actualmente, los volcanes en el norte y oeste de Canadá son parte del Anillo de Fuego del Pacífico . Junto con los volcanes asociados con la actividad sísmica reciente, un escenario de una erupción en el Monte Cayley en el suroeste de la Columbia Británica ilustra cómo el oeste de Canadá está en peligro de una erupción volcánica, que no ha entrado en erupción durante al menos 310.000 años. Este impacto es cada vez más probable a medida que aumenta la población en el noroeste del Pacífico y se extiende el desarrollo. El escenario se basa en erupciones anteriores en el Cinturón Volcánico Garibaldi de tendencia norte-sur e incluye erupciones tanto explosivas como pasivas. Su efecto se debe principalmente a la atención de los servicios públicos indefensos en los cañones. 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. 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 Price Island , Dufferin Island , Swindle Island , Lake Island y Lady Douglas Island en el área de Milbanke Sound en la costa de Columbia Británica. . Sin embargo, se sabe que los volcanes en los estados estadounidenses de Alaska, Washington , Oregon y California han estado más activos en tiempos históricos que los de Canadá. Por lo tanto, los volcanes en los Estados Unidos son monitoreados con precaución y atención por el Servicio Geológico de los Estados Unidos .
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 están lidiando con los peligros volcánicos. Por ejemplo, The Barrier , una presa de lava inestable que retiene el sistema del lago Garibaldi en el suroeste de la Columbia Británica, ha desencadenado en el pasado varios flujos de escombros , más recientemente en 1855-1856. Esto llevó a la evacuación del pequeño pueblo turístico de Garibaldi cercano y la reubicación de los residentes a nuevas subdivisiones recreativas lejos de la zona de peligro. Si The Barrier colapsara por completo, el lago Garibaldi se liberaría por completo y los daños aguas abajo en los ríos Cheakamus y Squamish serían considerables, incluidos daños importantes en 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, se estableció para delinear el procedimiento de notificación de algunas de las principales agencias que estarían involucradas en respuesta a una erupción volcánica en Canadá, una erupción cerca de las fronteras de Canadá o una erupción significativa. lo suficiente como para tener un efecto en Canadá y su gente. Se centra principalmente en la seguridad de la aviación porque los aviones a reacción pueden entrar rápidamente en áreas de ceniza volcánica. El programa notifica a todas las agencias afectadas que tienen que lidiar con eventos volcánicos. Las aeronaves se desvían lejos de las cenizas peligrosas y se notifica a las personas en tierra sobre una posible caída de cenizas.
Vigilancia
Actualmente, el Servicio Geológico de Canadá no supervisa con la suficiente atención los volcanes de Canadá para determinar qué tan activas son sus cámaras de magma . Se ha establecido una red existente de sismógrafos para monitorear terremotos tectónicos y está demasiado lejos para proporcionar una buena indicación de lo que está sucediendo debajo de ellos. Puede sentir un aumento en la actividad si un volcán se vuelve muy inquieto, pero esto solo puede proporcionar una advertencia de una gran erupción. Puede detectar actividad solo una vez que un volcán ha comenzado a entrar en erupción.
Ver también
Referencias
enlaces externos
- Catálogo de volcanes canadienses
- Menú CVO - Volcanes y Volcanes de Canadá
- Descripción general de los volcanes canadienses / volcanes de Canadá
- Programa global de vulcanismo: volcanes de Canadá y el oeste de EE. UU.
- GVP: Volcanes de Canadá
- Erica A. Massey: Un estudio comparativo de palagonitización glaciovolcánica de sideromelano tholeítico y alcalino en Helgafell, Icland, y Wells Gray-Clearwater Volcanic Filed, BC, Canadá. Licenciatura, Universidad de Columbia Británica, 2014