Cinturão Vulcânico Garibaldi -Garibaldi Volcanic Belt
Cinturão Vulcânico Garibaldi | |
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 O maciço do Monte Meager em 1987. Os cumes da esquerda para a direita são Capricorn Mountain, Mount Meager e Plinth Peak.
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 A localização e extensão do Cinturão Vulcânico Garibaldi, mostrando seus vulcões isolados e características vulcânicas relacionadas.
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| Localização | Colúmbia Britânica, Canadá |
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O Cinturão Vulcânico de Garibaldi é uma cadeia vulcânica de tendência noroeste-sudeste nas Cordilheiras do Pacífico das Montanhas Costeiras que se estende de Watts Point, no sul, até o campo de gelo Ha-Iltzuk, no norte. Esta cadeia de vulcões está localizada no sudoeste da Colúmbia Britânica , no Canadá. Ele forma o segmento mais ao norte do Arco Vulcânico Cascade , que inclui o Monte St. Helens e o Monte Baker . A maioria dos vulcões da cadeia Garibaldi são estratovulcões adormecidos e vulcões subglaciais que foram erodidos pelo gelo glacial. Formas de relevo vulcânicas menos comuns incluem cones de cinzas , tampões vulcânicos , cúpulas de lava e caldeiras . Essas diversas formações foram criadas por diferentes estilos de atividade vulcânica, incluindo as erupções de Peléan e Plinian .
Erupções ao longo da cadeia criaram pelo menos três grandes zonas vulcânicas. O primeiro começou no Campo de Gelo Powder Mountain há 4,0 milhões de anos. Mount Cayley começou sua formação durante este período. Múltiplas erupções de 2,2 milhões a 2.350 anos atrás criaram o maciço do Monte Meager , e erupções de 1,3 milhão a 9.300 anos atrás formaram o Monte Garibaldi e outros vulcões na área do Lago Garibaldi . Essas grandes zonas vulcânicas se encontram em três segmentos escalonados, referidos como os segmentos norte, central e sul. Cada segmento contém uma das três principais zonas vulcânicas. Além dessas grandes zonas vulcânicas, dois grandes complexos vulcânicos pouco estudados ficam no extremo norte das cordilheiras do Pacífico, a saber, Silverthrone Caldera e Franklin Glacier Complex . Eles são considerados parte do Cinturão Vulcânico Garibaldi, mas suas relações tectônicas com outros vulcões da cadeia Garibaldi não são claras devido a estudos mínimos.
Geologia
Fundo
Antes da formação do Cinturão de Garibaldi, vários cinturões vulcânicos mais antigos, mas relacionados , foram construídos ao longo da costa sul da Colúmbia Britânica. Isso inclui o cinturão vulcânico Alert Bay de tendência leste-oeste no norte da ilha 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 subducia sob a costa da Colúmbia Britânica há 29 milhões de anos durante a época do Oligoceno . Neste momento, a porção centro-norte da Placa Farallon estava apenas começando a subduzir sob o estado americano da Califórnia, dividindo-o em seções norte e sul. Entre 18 e cinco milhões de anos atrás, durante o período Mioceno , o remanescente do norte da Placa Farallon fraturou-se em duas placas tectônicas, conhecidas como placas Gorda e Juan de Fuca . Após essa separação, a subducção da Placa Juan de Fuca pode ter coincidido com o extremo norte da Ilha de Vancouver há oito milhões de anos, durante o final do período Mioceno. Foi quando o Alert Bay Belt se tornou ativo. Um breve intervalo de ajuste do movimento da placa cerca de 3,5 milhões de anos atrás pode ter desencadeado a geração de magma basáltico ao longo da borda descendente da placa. Este período eruptivo é posterior à formação do Cinturão Garibaldi e não foram encontradas evidências de vulcanismo mais recente no Cinturão Alert Bay, indicando que o vulcanismo no Cinturão Alert Bay provavelmente está extinto.
O leito rochoso sob a cadeia Garibaldi consiste em rochas graníticas e dioríticas do Complexo Plutônico da Costa , que compõe grande parte das Montanhas da Costa. Este é um grande complexo de batólitos que se formou quando as placas Farallon e Kula estavam subduzindo ao longo da margem oeste da placa norte-americana durante os períodos Jurássico e Terciário . Encontra-se em remanescentes de arcos insulares , planaltos 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 Cinturão Garibaldi formou-se em resposta à subducção contínua da placa Juan de Fuca sob a placa norte-americana na zona de subducção Cascadia ao longo da costa da Colúmbia Britânica. Esta é uma zona de falha de 1.094 km (680 mi) de comprimento que se estende por 80 km (50 mi) ao largo 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 em relação à zona de subducção. Devido à área de falha muito grande, a zona de subducção Cascadia pode produzir grandes terremotos de magnitude 7,0 ou superior. A interface entre as placas Juan de Fuca e a norte-americana permanece bloqueada por períodos de aproximadamente 500 anos. Durante esses períodos, o estresse se acumula na interface entre as placas e causa elevação da margem norte-americana. Quando a placa finalmente desliza, os 500 anos de energia armazenada são liberados em um megaterremoto.
Ao contrário da maioria das zonas de subducção em todo o mundo, não há fossa oceânica profunda presente na batimetria da margem continental em Cascadia. Isso ocorre porque a foz do rio Columbia deságua diretamente na zona de subducção e deposita lodo no fundo do Oceano Pacífico para enterrar a fossa oceânica. Enchentes maciças do lago glacial pré-histórico Missoula durante o Pleistoceno Superior também depositaram grandes quantidades de sedimentos na trincheira. No entanto, em comum com outras zonas de subducção, a margem externa está sendo lentamente comprimida, semelhante a uma nascente gigante. Quando a energia armazenada é repentinamente liberada por deslizamento através da falha em intervalos irregulares, a zona de subducção de Cascadia pode criar terremotos muito grandes, como o terremoto de magnitude 9,0 em Cascadia em 26 de janeiro de 1700 . No entanto, os terremotos ao longo da zona de subducção de Cascadia são menos do que o 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 de Juan de Fuca e norte-americana. Essas duas placas tectônicas convergem atualmente de 3 cm (1,2 pol) a 4 cm (1,6 pol) por ano. Isso é apenas cerca de 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 Cascadia em 1700 , foi registrado nas tradições orais do povo das Primeiras Nações na Ilha de Vancouver. Causou tremores consideráveis e um enorme tsunami que atravessou o Oceano Pacífico. O abalo significativo associado a este terremoto demoliu casas das tribos Cowichan na Ilha de Vancouver e causou vários deslizamentos de terra. O tremor devido ao terremoto tornou muito difícil para o povo de Cowichan ficar de pé, e os tremores foram tão longos que eles ficaram doentes. O tsunami criado pelo terremoto devastou uma vila de inverno em Pachena Bay , matando todas as pessoas que viviam lá. O terremoto de Cascadia em 1700 causou subsidência perto da costa, submergindo pântanos e florestas na costa que mais tarde foram enterrados sob detritos mais recentes.
Muitos milhares de anos de dormência são esperados entre grandes erupções explosivas de vulcões no Cinturão Garibaldi. Uma possível explicação para as taxas mais baixas de vulcanismo na Cadeia Garibaldi é que o terreno associado está sendo comprimido em contraste com as porções mais ao sul do Arco das Cascatas. Nas zonas de fendas continentais , o magma é capaz de subir rapidamente pela crosta terrestre ao longo das falhas, proporcionando menos chance de diferenciação. Este é provavelmente o caso ao sul do Monte Hood até a fronteira com a Califórnia e leste-sudeste do enorme vulcão escudo Newberry adjacente à Cordilheira Cascade no centro de Oregon porque a Zona de Falha de Brothers fica nesta região. Esta zona de fenda pode explicar as enormes quantidades de lava basáltica nesta parte do Arco Cascade central. Uma baixa taxa de convergência em um cenário de compressão com corpos massivos estacionários de magma sob a superfície poderia explicar o baixo volume e os magmas diferenciados ao longo do Cinturão Vulcânico Garibaldi. Em 1958, o vulcanologista canadense Bill Mathews propôs que poderia haver uma conexão entre a glaciação regional do continente norte-americano durante os períodos glaciais e as taxas mais altas de atividade vulcânica durante o descarregamento glacial regional do continente. No entanto, isso é difícil de prever devido ao registro geológico pouco frequente nessa região. Mas há dados específicos, incluindo o agrupamento temporal de erupções singlacialmente ou apenas pós-glaciais no Cinturão Garibaldi, que sugerem que isso pode ser provável.
Glaciovulcanismo
Dominando a cadeia Garibaldi estão vulcões e outras formações vulcânicas que se formaram durante períodos de intensa glaciação. Isso inclui tuyas dominadas por fluxos , cúpulas de lava subglacial e fluxos de lava marginais ao gelo . As tuyas dominadas por fluxo diferem das típicas tuyas basálticas em toda a Colúmbia Britânica, pois são compostas por pilhas de fluxos de lava planas e não possuem hialoclastito e lava em almofada . Eles são interpretados como tendo se formado como resultado da intrusão do magma e do derretimento de um buraco vertical através do gelo glacial adjacente que acabou rompendo a superfície da geleira. À medida que esse magma sobe, ele se acumula e se espalha em camadas horizontais. Cúpulas de lava que se formaram principalmente durante a atividade subglacial compreendem flancos íngremes feitos de juntas colunares intensas e vidro vulcânico . Os fluxos de lava na margem do gelo se formam quando a lava irrompe de uma abertura subaérea e poças contra o gelo glacial. A Barreira , uma barragem de lava que represa o Lago Garibaldi no segmento sul, é o fluxo de lava marginal de gelo mais bem representado no Cinturão Garibaldi.
Tuyas dominadas por fluxo e a ausência de depósitos fragmentários subglaciais são duas feições glaciovulcânicas incomuns na cadeia Garibaldi. Isso se deve às diferentes composições de lava e ao declínio do contato direto lava-água durante a atividade vulcânica. A composição lávica destes edifícios vulcânicos altera a sua estrutura porque as temperaturas de erupção são inferiores às associadas à atividade basáltica e a lava contendo sílica aumenta a espessura e as temperaturas de diferenciação vítrea. Como resultado, os vulcões subglaciais que entram em erupção com conteúdo silícico derretem menos qualidades de gelo e não são tão propensos a conter água perto da abertura vulcânica. Isso forma vulcões com estruturas que mostram sua relação com a glaciação regional. A paisagem ao redor também muda o fluxo da água derretida, favorecendo a formação de lava nos vales dominados pelo gelo glacial. E se o edifício sofrer erosão, também poderá alterar a proeminência dos depósitos glaciovulcânicos fragmentados.
segmento sul
No lado leste de Howe Sound fica a zona mais ao sul de atividade vulcânica na cadeia Garibaldi. Esta zona, conhecida como centro vulcânico de Watts Point , é um pequeno afloramento de rocha vulcânica que é uma porção de um vulcão subglacial. O afloramento cobre uma área de cerca de 0,2 km 2 (0,077 sq mi) e um volume eruptivo de aproximadamente 0,02 km 3 (0,0048 cu mi). A localização é densamente arborizada e a linha principal da BC Rail passa pela parte inferior do afloramento cerca de 40 m (130 pés) acima do nível do mar. Representa uma característica do campo vulcânico Squamish.
O Monte Garibaldi, um dos maiores vulcões no sul do Cinturão Garibaldi com um volume de 6,5 km 3 (1,6 cu mi), é composto de lavas de dacito que entraram em erupção nos últimos 300.000 anos. Foi construído quando material vulcânico entrou em erupção em uma porção do manto de gelo da Cordilheira durante o período do Pleistoceno. Isso criou a forma assimétrica única da montanha. Deslizamentos sucessivos nos flancos de Garibaldi ocorreram após o recuo do gelo glacial do manto de gelo da Cordilheira. O vulcanismo subsequente, cerca de 9.300 anos atrás, produziu um fluxo de lava de dacite de 15 km (9,3 mi) de comprimento do Opal Cone no flanco sudeste de Garibaldi. Isso é incomumente longo para um fluxo de dacito, que geralmente viaja apenas curtas distâncias de uma abertura vulcânica devido à sua alta viscosidade. O fluxo de lava Opal Cone representa a característica vulcânica mais recente no Monte Garibaldi.
Na margem oeste do Lago Garibaldi, o Monte Price representa um estratovulcão com uma elevação de 2.050 m (6.730 pés). Foi construído durante três períodos de atividade. A primeira fase, 1,2 milhão de anos atrás, formou um estratovulcão de andesita hornblenda no chão coberto por deriva de uma bacia circular. Depois que este estratovulcão foi construído, o vulcanismo mudou-se para o oeste, onde uma série de fluxos de lava andesita-dacita e fluxos piroclásticos foram extrudados durante um período de atividade de Peléan, 300.000 anos atrás. Isso criou o cone de 2.050 m (6.730 pés) de altura do Monte Price, que mais tarde foi enterrado sob o gelo glacial. Antes de Mount Price ser substituído por gelo glacial, a atividade vulcânica ocorreu em seu flanco norte, onde uma abertura de satélite está presente. A atividade renovada ocorreu no Pico Clínquer, no flanco ocidental do Monte Price, 9.000 anos atrás. Isso produziu os fluxos de lava andesita de Rubble Creek e Clinker Ridge que se estendem por 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 A Barreira.
O Cone de Cinzas na margem norte do Lago Garibaldi é um cone de cinzas parcialmente engolfado pela Geleira Helmet. Consiste em cinzas vulcânicas, lapilli e segmentos de bomba de lava e cordas dispersos que elevam 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 andesito basáltico irrompeu do Cinder Cone cerca de 11.000 anos atrás, que viajaram para um vale profundo em forma de U em direção ao norte, no flanco leste de The Black Tusk . O vulcanismo subsequente produziu outra sequência de fluxos de lava basáltica há 4.000 anos, que fluíram no mesmo vale glacial.
O Black Tusk, um pináculo negro de rocha vulcânica na margem noroeste do Lago Garibaldi, é o remanescente da erosão glacial de um vulcão muito maior que se formou durante dois períodos de atividade vulcânica. O primeiro entre 1,1 e 1,3 milhões de anos atrás entrou em erupção de fluxos e tufos de lava de andesito de hornblenda. Esses vulcânicos compõem cumes de montanhas a sudoeste, sudeste e noroeste da estrutura vulcânica principal. A erosão subsequente demoliu o vulcão recém-formado. Isso acabou expondo as raízes do cone, que atualmente formam o edifício robusto do The Black Tusk. Depois que o cone foi erodido, uma série de fluxos de lava de hiperstênio andesito entrou em erupção entre 0,17 e 0,21 milhões de anos atrás. Estes terminam em fluxos de lava adjacentes à margem do gelo que formam penhascos de 100 m (330 pés). Esta fase eruptiva também produziu uma cúpula de lava que compreende o atual pináculo de 2.316 m (7.598 pés). Consequentemente, o lençol de gelo regional do Pleistoceno Superior esculpiu um vale profundo em forma de U com tendência para o norte no flanco oriental do cone de segundo estágio. Aqui, os fluxos de lava subsequentes do Cinder Cone encheram o vale.
segmento central
Imediatamente a sudeste do Monte Cayley fica o Monte Fee , um vulcão extensivamente erodido contendo uma cordilheira de tendência norte-sul. É uma das feições vulcânicas mais antigas da cadeia central de Garibaldi. Seus vulcânicos não são datados, mas sua grande quantidade de dissecação e evidências de gelo glacial sobre o vulcão indicam que ele se formou há mais de 75.000 anos antes da Glaciação de Wisconsin . Portanto, o vulcanismo em Mount Fee não apresenta evidências de interação com o gelo glacial. O produto restante da primeira atividade vulcânica de Fee é uma porção menor de rocha piroclástica . Esta é uma 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 leste da cordilheira principal. Esses vulcânicos provavelmente foram colocados quando uma sequência de fluxos de lava e fragmentos de lava quebrada irromperam de uma abertura vulcânica e desceram pelos flancos durante a construção de um grande vulcão. Após uma extensa dissecação, o vulcanismo renovado produziu uma série viscosa de fluxos de lava formando seu limite norte estreito, de topo plano e encostas íngremes e a extremidade norte da cordilheira principal. O canal para o qual esses fluxos de lava se originaram provavelmente tinha uma estrutura vertical e se intrometeu através de vulcânicos mais antigos depositados durante os eventos vulcânicos anteriores de Fee. Este 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 a cordilheira acidentada de tendência norte-sul que atualmente forma um marco proeminente.
Ember Ridge, uma cordilheira vulcânica entre Tricouni Peak e Mount Fee, consiste em pelo menos oito cúpulas de lava compostas de andesito. Eles provavelmente foram formados entre 25.000 e 10.000 anos atrás, quando a lava entrou em erupção sob o gelo glacial da Glaciação Fraser . Suas estruturas atuais são comparáveis às suas formas originais devido ao grau mínimo de erosão. Como resultado, as cúpulas exibem as formas e articulações colunares típicas dos vulcões subglaciais. As formas aleatórias das cúpulas de Ember Ridge são o resultado de lava em erupção aproveitando antigos bolsões 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 norte, conhecida como Ember Ridge North, cobre o cume e o flanco leste 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 do campo vulcânico Mount Cayley. O pequeno tamanho 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 Northwest, a cúpula subglacial mais grosseiramente circular, compreende pelo menos um fluxo de lava. Ember Ridge Southeast é a mais complexa das cúpulas de Ember Ridge, consistindo em 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 entulho. 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).
A noroeste, o Monte Cayley constitui o maior e mais persistente vulcão do Cinturão Garibaldi central. É um estratovulcão altamente erodido, composto de lava de dacito e riodacito que foi depositado durante três fases de atividade vulcânica. A primeira fase eruptiva começou há cerca de quatro milhões de anos com a erupção de fluxos de lava dacita e rocha piroclástica. Isso resultou na criação do próprio Mount Cayley. O vulcanismo subsequente durante esta fase vulcânica construiu uma cúpula de lava significativa. Isso age como um plug vulcânico e compõe os espinhos de lava que atualmente formam pináculos no cume acidentado de Cayley. Depois que o Monte Cayley foi construído, fluxos de lava, tephra e entulho de dacito soldado entraram em erupção. Esta segunda fase de atividade, 2,7 ± 0,7 milhões de anos atrás, resultou na criação do Vulcan's Thumb , uma crista vulcânica escarpada no flanco sul do Monte Cayley. A longa dissecação de um longo período de erosão demoliu grande parte do estratovulcão original. A atividade vulcânica após esse período prolongado de erosão produziu espessos fluxos de lava de dacito de respiradouros parasitas 300.000 anos atrás, que se estenderam até os vales de Turbid e Shovelnose Creek , perto do rio Squamish. Isso posteriormente criou duas cúpulas de lava parasitária menores 200.000 anos atrás. Esses três eventos vulcânicos contrastam com vários outros em torno de Cayley, pois não mostram sinais de interação com o gelo glacial.
Pali Dome , um vulcão erodido ao norte do Monte Cayley, consiste em duas unidades geológicas . Pail Dome East é composto por uma massa de fluxos de lava andesito e pequenas quantidades de material piroclástico. Encontra-se na porção oriental do grande campo de gelo glacial que cobre grande parte do campo vulcânico do Monte Cayley. Grande parte dos fluxos de lava formam uma topografia suave em altas elevações, mas terminam em falésias verticais finamente unidas em baixas elevações. A primeira atividade vulcânica provavelmente ocorreu há cerca de 25.000 anos, mas também pode ser significativamente mais antiga. A atividade vulcânica mais recente produziu uma série de fluxos de lava que surgiram quando a área do respiradouro 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 surgiram há cerca de 10.000 anos, durante os estágios finais da Glaciação Fraser. Os fluxos de lava na margem do gelo atingem espessuras de até 100 m (330 pés). Pali Dome West consiste em pelo menos três fluxos de lava andesito e pequenas quantidades de material piroclástico; sua abertura está atualmente enterrada sob o gelo glacial. Pelo menos três erupções ocorreram em Pali Dome East. A idade da primeira erupção vulcânica é desconhecida, mas pode ter ocorrido nos últimos 10.000 anos. A segunda erupção produziu um fluxo de lava que entrou em erupção quando a área de ventilação não foi enterrada sob o gelo glacial. No entanto, o fluxo mostra evidências de interação com o gelo glacial em sua unidade inferior. Isso indica que as lavas surgiram durante os estágios finais da Glaciação Fraser. A terceira e mais recente erupção produziu outro fluxo de lava que surgiu em grande parte acima do gelo glacial, mas provavelmente foi limitado em sua margem norte por uma pequena geleira. Ao contrário do fluxo de lava que entrou em erupção durante a segunda erupção, este fluxo de lava não foi retido pelo gelo glacial em sua unidade inferior. Isso sugere que ele entrou em erupção há menos de 10.000 anos, quando a Glaciação Fraser regional recuou.
Cauldron Dome , um vulcão subglacial ao norte do Monte Cayley, fica a oeste da enorme geleira que cobre grande parte da região. Como Pali Dome, é composto por duas unidades geológicas. O Domo do Caldeirão Superior é uma pilha oval de pelo menos cinco fluxos de lava andesito que se assemelha a um tuya. Os cinco fluxos de andesito são colunares articulados e provavelmente foram extrudados através do gelo glacial. A última atividade vulcânica pode ter ocorrido entre 10.000 e 25.000 anos atrás, quando esta área ainda era influenciada pelo gelo glacial da Glaciação Fraser. O Domo do Caldeirão Inferior, a unidade mais jovem que compreende todo o vulcão subglacial do Domo do Caldeirão, consiste em uma pilha de lava andesita de topo plano e íngreme, com 1.800 m (5.900 pés) de comprimento e uma espessura máxima de 220 m (720 pés). Esses vulcânicos foram expelidos há cerca de 10.000 anos durante os estágios finais da Glaciação Fraser de uma abertura adjacente ao Domo do Caldeirão superior que atualmente está enterrado sob o gelo glacial.
Deitado na porção norte do campo vulcânico Mount Cayley é um vulcão subglacial chamado Slag Hill . Pelo menos duas unidades geológicas compõem o edifício. Slag Hill propriamente dito consiste em fluxos de lava andesito e pequenas quantidades de rocha piroclástica. Deitado na porção ocidental de Slag Hill está um fluxo de lava que provavelmente entrou em erupção há menos de 10.000 anos devido à falta de características indicando interações vulcão-gelo. O tuya dominado pelo fluxo de Slag Hill, 900 m (3.000 pés) a nordeste de Slag Hill propriamente dito, consiste em uma pilha de andesito de topo plano e encostas íngremes. Ele se projeta através de restos de material vulcânico surgido da Slag Hill propriamente dita, mas representa uma abertura vulcânica separada devido à sua aparência geográfica. Este pequeno vulcão subglacial possivelmente se formou entre 25.000 e 10.000 anos atrás durante os estágios de declínio da Glaciação Fraser.
A Ring Mountain , uma tuya dominada por fluxos situada na porção norte do campo vulcânico do Monte Cayley, consiste em uma pilha de pelo menos cinco fluxos de lava andesito situados no cume de uma montanha. Seus flancos íngremes atingem alturas de 500 m (1.600 pés) e são compostos de escombros vulcânicos. Isso torna impossível medir a elevação exata da base ou quantos fluxos de lava constituem o edifício. Com uma elevação de 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 perto de seu máximo. A noroeste da Ring Mountain encontra-se um fluxo de lava andesito menor. Sua química é um pouco diferente de outros fluxos de andesito que compreendem a Ring Mountain, mas provavelmente surgiu de uma abertura vulcânica adjacente ou na Ring Mountain. A parte mais alta contém algumas características que indicam interações lava-gelo, enquanto a parte mais baixa não. Portanto, esse fluxo de lava menor provavelmente foi extrudado após a formação da Ring Mountain, mas quando o gelo glacial cobria uma área mais ampla do que atualmente, e o fluxo de lava se estende além da região em que o gelo glacial existia naquela época.
segmento norte
O maciço do Monte Meager é o vulcão composto mais volumoso da cadeia Garibaldi e da Colúmbia Britânica, bem como o mais recente a entrar em erupção. Tem um volume de 20 km 3 (4,8 cu mi) e consiste em um estratovulcão erodido, variando em composição de andesito a riodacito. Vários domos de lava dissecados e plugues vulcânicos estão presentes em seu cume glacial, bem como uma cratera vulcânica claramente definida com um domo de lava colocado dentro dela. Pelo menos oito respiradouros vulcânicos compõem o complexo e têm sido as fontes de atividade vulcânica ao longo dos 2,2 milhões de anos de história do maciço. Uma história bem documentada de vulcanismo está presente no maciço do Monte Meager, com sua erupção mais recente há cerca de 2.350 anos, de caráter semelhante à erupção de 1980 do Monte St. Helens e à erupção contínua de Soufrière Hills na ilha de Montserrat . Esta é a maior erupção explosiva registrada no Holoceno no Canadá, originada de uma abertura vulcânica no flanco nordeste de Plinth Peak . Era de natureza pliniana, enviando uma coluna de erupção de pelo menos 20 km (12 milhas) de altura para a estratosfera . À medida que os ventos predominantes carregavam as cinzas da coluna para o leste, elas se depositavam na Colúmbia Britânica e em Alberta . Os fluxos piroclásticos subsequentes foram enviados pelos flancos do Plinth Peak por 7 km (4,3 mi) e mais tarde foram sucedidos pela erupção de um fluxo de lava que demoliu várias vezes. Isso criou entulho grosso aglutinado que bloqueou com sucesso o rio Lillooet adjacente para formar um lago. Posteriormente, a barragem da brecha desabou para produzir uma inundação catastrófica que depositou pedras do tamanho de casas a mais de 1 km (0,62 mi) rio abaixo. Depois que a inundação ocorreu, um pequeno fluxo de lava de dacito entrou em erupção que depois se solidificou para formar uma série de juntas colunares bem preservadas. Esta é a última fase da erupção de 2350 BP, e a subsequente erosão do fluxo cortou esse fluxo de lava para formar uma cachoeira.
Um grupo de pequenos vulcões na parte superior do rio Bridge , conhecido como Bridge River Cones , inclui estratovulcões, tampões vulcânicos e fluxos de lava. Esses vulcões são diferentes de outros ao longo do Cinturão Vulcânico de Garibaldi, pois são compostos principalmente de rochas vulcânicas com composições máficas, incluindo basalto alcalino e havaiano . 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 de placa descendente. O vulcão mais antigo do grupo, conhecido como Sham Hill , é um plug vulcânico de 60 m (200 pés) de altura com uma data de potássio-argônio de um milhão de anos. Tem cerca de 300 m (980 pés) de largura e sua superfície glacial descoberta está repleta de erráticos glaciais. Suas enormes colunas de rocha plana foram construídas dentro da principal abertura vulcânica de um estratovulcão que desde então foi reduzido pela erosão. A sudeste, o complexo vulcânico Salal Glacier foi construído entre 970.000 e 590.000 anos atrás. Consiste em tefra subaérea e depósitos de fluxo de lava finos que são cercados por fluxos de lava de gelo de 100 m (330 pés) de espessura. Esses fluxos de lava na margem do gelo foram criados quando a lava empoçou contra o gelo glacial nos vales próximos antes da Glaciação de Wisconsin . Ao norte do complexo Salal Glacier encontra-se um pequeno estratovulcão basáltico chamado Tuber Hill . Começou a se formar há cerca de 600.000 anos, quando vales adjacentes foram preenchidos por gelo glacial. Quando os fluxos de lava irromperam de Tuber Hill, eles interagiram com as geleiras que preenchem o vale em seu flanco sul e produziram um lago de água derretida glacial. Aqui, mais de 150 m (490 pés) de hialoclastita empilhada, lahars e tufo lacustre foram depositados. Uma série de lavas almofadadas também foram depositadas durante este período eruptivo. A atividade vulcânica mais recente no campo vulcânico Bridge River produziu uma série de derrames de lava basáltica nos vales regionais que se estendem até ao último período glacial. A idade desses fluxos de lava que preenchem o vale é desconhecida, mas a presença de glacial não consolidado sob os fluxos sugere que eles têm menos de 1.500 anos de idade.
A noroeste, o Franklin Glacier Complex é um conjunto de rocha vulcânica que abrange uma área de 20 km (12 milhas) de comprimento e 6 km (3,7 milhas) de largura. Tem uma elevação de mais de 2.000 m (6.600 pés) e é em grande parte destruído pela erosão. Uma série de diques e intrusões subvulcânicas compõem o complexo, alguns dos quais parecem representar respiradouros para a sequência de depósitos vulcânicos sobrejacentes. Os vulcânicos incluem brecha de dacite e pequenos remanescentes de fluxos de lava de hornblenda e andesito 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 potássio-argônio obtidas de algumas das intrusões subvulcânicas 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 Garibaldi não havia se deslocado para sua localização atual, mas estava se tornando mais restrita aérea dentro de uma grande faixa a leste e oeste. Durante este período, a atividade vulcânica no Cinturão Garibaldi e outras porções do Arco das Cascatas ao norte ocorreu principalmente no Complexo Glaciar Franklin e no Cinturão Intermontano mais a leste. Quando o Cinturão Garibaldi se mudou para sua localização atual há cinco milhões de anos, outro evento vulcânico ocorreu no complexo 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 o Monte Cayley ao sul começou sua formação.
Silverthrone Caldera é o maior e mais bem preservado dos dois complexos de caldeiras na cadeia norte de Garibaldi, sendo o outro o Franklin Glacier Complex 55 km (34 milhas) a leste-sudeste. A caldeira tem um diâmetro de 20 km (12 mi) e contém brecha, fluxos de lava e cúpulas de lava. Como Franklin a leste-sudeste, a geologia de Silverthrone é pouco conhecida devido a estudos mínimos. A região ao redor do complexo Silverthrone é significativamente irregular devido ao terreno montanhoso das Montanhas Costeiras. Quase flancos verticais se estendem do nível do mar até mais de 3.000 m (9.800 pés) de altitude. Silverthrone é significativamente mais jovem que o Franklin Glacier Complex a leste-sudeste e seus vulcânicos provavelmente têm idades comparáveis a outros vulcânicos em toda a cadeia de Garibaldi. Os vulcânicos mais antigos do complexo Silverthrone Caldera são compostos de brechas vulcânicas, algumas das quais fundiram-se pelo intenso calor vulcânico desde quando os depósitos entraram em erupção. Depois que esses vulcânicos foram depositados, uma série de fluxos de lava de dacito, andesito e riolito irromperam sobre a brecha vulcânica da primeira fase vulcânica. No total, esses fluxos de lava erodidos têm 900 m (3.000 pés) de espessura. Os vulcânicos na parte inferior desta série de fluxos de lava dão uma data de potássio-argônio 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 fluxos de lava de andesito e andesito basáltico pelo riacho Pashleth e pelos vales dos rios Machmell e Kingcome . O fluxo de lava que se estende de perto de Pashleth Creek até o vale do rio Machmell tem mais de 25 km (16 milhas) de comprimento. Sua pequena quantidade de erosão indica que poderia 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), o Monte Cayley (quatro eventos), o maciço do Monte Meager (dezessete eventos) e a Caldeira Silverthrone (dois eventos). Dados sísmicos sugerem que esses vulcões ainda contêm câmaras de magma ativas, indicando que alguns vulcões do Cinturão Garibaldi provavelmente estão ativos, com perigos potenciais significativos. A atividade sísmica corresponde a alguns dos vulcões formados recentemente no Canadá e a vulcões persistentes que tiveram grande atividade explosiva 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 as fontes Harrison , Sloquet, Clear Creek e Skookumchuck, não são conhecidas por ocorrer perto de áreas com atividade vulcânica recente. Em vez disso, muitos estão localizados perto de intrusões de 16 a 26 milhões de anos que são interpretadas como as raízes de vulcões fortemente erodidos. Esses vulcões formaram parte do Arco Vulcânico Cascade durante o período Mioceno e suas raízes intrusivas se estendem do Fraser Valley, no sul, até Salal Creek, no norte. A relação dessas fontes termais com o Cinturão Garibaldi não é clara. No entanto, sabe-se que existem algumas fontes termais em áreas que experimentaram atividade vulcânica relativamente recente. Cerca de cinco fontes termais existem nos vales perto do Monte Cayley e dois pequenos grupos de fontes termais estão presentes no maciço do Monte Meager. As fontes no maciço de Meager podem ser evidências de uma câmara de magma rasa abaixo da superfície. Não há fontes termais conhecidas no Monte Garibaldi como as encontradas no Monte Meager e no Monte Cayley, embora haja evidências de alto fluxo de calor anormal nos adjacentes Table Meadows e outros locais. A água quente anormal adjacente à Britannia Beach pode ser uma atividade geotérmica ligada à zona vulcânica de Watts Point.
História
ocupação humana
As pessoas têm usado recursos dentro e ao redor do Cinturão Vulcânico de Garibaldi por séculos. A obsidiana foi coletada pela Nação Squamish para fazer facas, cinzéis, enxós e outras ferramentas afiadas em tempos pré-contato. Este material aparece em locais datados de 10.000 anos até períodos proto-históricos . A fonte desse material encontra-se nas partes altas do terreno montanhoso que circunda o Monte Garibaldi. Em Opal Cone, a lava do fluxo de Ring Creek era normalmente aquecida para cozinhar alimentos porque sua textura de pedra- pomes é capaz de manter o calor. Também não quebrou depois de muito tempo de uso.
Um grande afloramento de pedra-pomes adjacente ao maciço do Monte Meager foi extraído várias vezes no passado e se estende por 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 dos anos 1970. Em meados da década de 1970, o segundo arrendatário, WH Willes, investigou e extraiu a pedra-pomes. Ele foi esmagado, removido e armazenado perto da vila de Pemberton . Mais tarde, a ponte que servia para acessar o depósito de pedra-pomes foi lavada. As operações de mineração foram retomadas em 1988, quando o depósito foi apostado por LB Bustin. Em 1990, o afloramento de pedra-pomes foi comprado por DR Carefoot dos proprietários B. Chore e M. Beaupre. Em um programa de 1991 a 1992, os trabalhadores avaliaram a jazida por suas propriedades como material de construção, absorvedor de óleo e cal . Cerca de 7.500 m 3 (260.000 pés cúbicos) de pedra-pomes foram extraídos em 1998 pela Great Pacific Pumice Incorporation.
As fontes termais associadas a Meager e Cayley tornaram esses dois vulcões alvos de explorações geotérmicas. Em Mount Cayley, temperaturas de 50 °C (122 °F) a mais de 100 °C (212 °F) foram medidas em poços rasos em seu flanco sudoeste. Mais ao norte, a exploração geotérmica no maciço do Monte Meager foi realizada pela BC Hydro desde o final dos anos 1970. As temperaturas do fundo do poço foram calculadas em uma média de 220 °C (428 °F) a 240 °C (464 °F), sendo 275 °C (527 °F) a temperatura mais alta registrada. Isso indica que a área ao redor de Meager é um importante local geotérmico. Espera-se que a energia geotérmica opere em todo o oeste do Canadá e a probabilidade de se estender para o oeste dos Estados Unidos é provável.
primeiras impressões
O cinturão de vulcões tem sido objeto de mitos e lendas das Primeiras Nações . Para a Nação Squamish, o Monte Garibaldi é chamado de Nch'kay . Na língua deles significa "lugar sujo". Este nome da montanha refere-se aos escombros vulcânicos na área. Esta montanha, como outras localizadas na área, é considerada sagrada por desempenhar um papel importante em sua história . Em sua história oral , eles contaram a história do dilúvio que cobriu a terra. Nessa época, apenas duas montanhas se erguiam sobre a água, e Garibaldi era uma delas. Foi aqui que os sobreviventes restantes da enchente amarraram suas canoas no pico e esperaram que as águas baixassem. O Black Tusk no extremo noroeste do Lago Garibaldi e o Monte Cayley a noroeste do Monte Garibaldi são chamados de ta k 'ta k mu'yin tl'a in7in'axa7en na língua Squamish , que significa "Local de pouso do Thunderbird". O Thunderbird é uma criatura lendária na história e na cultura dos povos indígenas da América do Norte . Diz-se que as rochas que compõem The Black Tusk e Mount Cayley foram queimadas pelo raio do Thunderbird.
Proteção e monitoramento
Várias características vulcânicas no Cinturão 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, as montanhas glaciais e outros recursos naturais da região. Foi nomeado após o estratovulcão Monte Garibaldi de 2.678 m (8.786 pés), que por sua vez recebeu o nome do líder militar e político italiano Giuseppe Garibaldi em 1860. A noroeste, o Brandywine Falls Provincial Park protege Brandywine Falls, uma cachoeira de 70 m (230 pés). ) cascata alta composta por pelo menos quatro escoadas lávicas basálticas com juntas colunares. A origem do nome não é clara, mas pode ter se originado de dois agrimensores chamados Jack Nelson e Bob Mollison.
Como outras zonas vulcânicas no Canadá, o Cinturão Vulcânico de Garibaldi não é monitorado de perto o suficiente pelo Serviço Geológico do Canadá para verificar o quão ativo é seu sistema de magma. Isso ocorre em parte porque vários vulcões da cadeia estão localizados em regiões remotas e nenhuma grande erupção ocorreu no Canadá nas últimas centenas de anos. Como resultado, o monitoramento de vulcões é menos importante do que lidar com outros processos naturais, incluindo tsunamis , terremotos e deslizamentos de terra. No entanto, com a existência de terremotos, espera-se mais vulcanismo e provavelmente teria efeitos consideráveis, principalmente em uma região como o sudoeste da Colúmbia Britânica, onde os vulcões Garibaldi estão localizados em uma área altamente povoada.
perigos vulcânicos
Os vulcões que compõem a cadeia Garibaldi são adjacentes à porção sudoeste altamente populosa da Colúmbia Britânica. Ao contrário do Arco Cascade central, a atividade vulcânica renovada no Cinturão Garibaldi em um único alimentador para criar estratovulcões não é típica. Em vez disso, a atividade vulcânica resulta na formação de campos vulcânicos. De todo o Arco das Cascatas, a Cadeia Garibaldi apresenta o menor índice de atividade vulcânica. Nos últimos dois milhões de anos, o volume de material em erupção no Cinturão Garibaldi foi inferior a 10% do que ocorreu nos estados americanos da Califórnia e Oregon e cerca de 20% do que ocorreu no estado americano de Washington. Como resultado, o risco de erupções nesta parte do Arco Cascade é menor. Vulcões individuais e campos vulcânicos permanecem quietos por um longo período de tempo e certas aberturas podem nunca mais entrar em erupção. No entanto, uma atividade vulcânica considerável ocorreu no passado geologicamente recente, principalmente a erupção explosiva que ocorreu no maciço do Monte Meager há 2.350 anos.
Jack Souther , uma das principais autoridades em recursos geotérmicos e vulcanismo na Cordilheira Canadense, declarou: "atualmente, os vulcões do Cinturão Garibaldi estão quietos, presumivelmente mortos, mas ainda não completamente frios. a pergunta: 'Isso pode acontecer de novo?' A erupção explosiva de Meager Mountain foi o último suspiro do cinturão vulcânico de Garibaldi ou apenas o evento mais recente em sua vida contínua? A resposta curta é que ninguém sabe ao certo ... Então, apenas no caso de eu às vezes fazer uma verificação rápida dos antigos pontos quentes quando saio da cadeira de pico ..." Imagens sísmicas recentes de funcionários do Geological Survey of Canada apoiaram estudos de litossondas na região de Mount Cayley, nos quais os cientistas encontraram um grande refletor interpretado como uma poça de rocha fundida cerca de 15 km (9,3 mi) abaixo da superfície. A existência de fontes termais no maciço do Monte Meager e no Monte Cayley indica que o calor magmático ainda está presente abaixo ou perto desses vulcões. Esta longa história de atividade vulcânica ao longo de um limite de placa ainda ativo indica que as erupções vulcânicas no Cinturão Garibaldi não terminaram e os riscos para futuras erupções permanecem.
tefra
A maior ameaça de vulcões na cadeia Garibaldi provavelmente seria devido ao tephra liberado durante erupções explosivas. O maciço do Monte Meager, em particular, representa uma grande ameaça de longa distância para as comunidades ao longo do sul da Colúmbia Britânica e Alberta por causa de sua história explosiva. Estima-se que mais de 200 erupções ocorreram em todo o Arco Vulcânico Cascade nos últimos 12.000 anos, muitas delas nos Estados Unidos. Muitas erupções no oeste dos Estados Unidos enviaram grandes quantidades de tefra para o sul da Colúmbia Britânica. No entanto, todas as principais cidades no sudoeste da Colúmbia Britânica com populações superiores a 100.000 estão localizadas a oeste do Cinturão Vulcânico de Garibaldi e os ventos predominantes viajam para o leste. Portanto, essas comunidades são menos propensas a ter grandes quantidades de tephra. No continente inferior , uma camada de 10 cm (3,9 pol.) De espessura de cinza vulcânica pode se depositar uma vez a cada 10.000 anos e 1 cm (0,39 pol.) Uma vez a cada 1.000 anos. Mais quantidades menores de cinzas vulcânicas podem ser esperadas com mais frequência. Durante a erupção do Monte Santa Helena em 1980, 1 mm (0,039 pol) de tefra foi depositado do sudeste da Colúmbia Britânica até 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 Peléan descarregaria grandes quantidades de tephra que colocariam aeronaves em perigo. Tephra também pode derreter as grandes camadas 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 o tephra associado também podem criar dificuldades temporárias ou de longo prazo no abastecimento de água 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 Cinturão Garibaldi. No maciço do Monte Meager, deslizamentos de terra consideráveis ocorreram de Pylon Peak e Devastator Peak nos últimos 10.000 anos, que atingiram mais de 10 km (6,2 milhas) 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 Devastation Glacier 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 m 3 (460.000.000 pés cúbicos). Um deslizamento de terra considerável tão grande quanto o maior de Meager durante o Holoceno provavelmente produziria um lahar que devastaria a maior parte do crescimento no vale do rio Lillooet. Se tal evento ocorresse sem que fosse identificado pelas autoridades que enviariam um alerta público, mataria centenas ou mesmo milhares de moradores. Por causa disso, os programas de computador seriam capazes de identificar as informações que se aproximam e ativar um aviso automático quando um grande lahar for identificado. Um sistema semelhante para identificar esses lahars existe em Mount Rainier, no estado americano de Washington.
Grandes deslizamentos de terra do Monte Cayley ocorreram em seu flanco ocidental, incluindo uma grande avalanche de detritos há cerca de 4.800 anos que despejou uma extensão de área de 8 km 2 (3,1 milhas quadradas) de material vulcânico no fundo do vale adjacente. Isso bloqueou o rio Squamish por um longo período de tempo. Embora não se conheçam erupções do maciço nos últimos 10.000 anos, está associado a um conjunto de fontes termais. Evans (1990) indicou que vários deslizamentos de terra e fluxos de detritos no Monte Cayley nos últimos 10.000 anos podem ter sido causados por atividade vulcânica. Desde o deslizamento de terra de 4.800 BP, vários deslizamentos de terra menores ocorreram nele. Em 1968 e 1983, ocorreram uma série de deslizamentos de terra que causaram danos consideráveis a estradas madeireiras e povoamentos florestais, mas não deixaram vítimas.
Fluxos de lava
A ameaça de fluxos de lava no Cinturão Garibaldi é menor, a menos que uma erupção ocorra no inverno ou sob 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 entrar em uma abertura vulcânica que está em erupção de lava basáltica, pode criar uma erupção explosiva massiva. Essas explosões são geralmente mais extremas do que aquelas durante erupções basálticas normais. Portanto, a existência de água, neve ou gelo glacial em uma abertura vulcânica aumentaria o risco de uma erupção ter um grande impacto na região circundante. Erupções subglaciais também causaram inundações catastróficas de erupções glaciais.
Veja também
- Cinturão Vulcânico Anahim
- Geologia da Colúmbia Britânica
- Geologia do noroeste do Pacífico
- Lista de vulcões Cascade
- Lista de vulcões no Canadá
- Milbanke Sound Group
- Província Vulcânica da Cordilheira do Norte
- Vulcanologia do Canadá
- Vulcanologia do Canadá Ocidental
- Campo vulcânico Wells Gray-Clearwater
Referências
Este artigo incorpora material de domínio público de sites ou documentos do Serviço Geológico dos Estados Unidos .