Канадская каскадная дуга , также называемая Канадскими каскадами , является канадским сегментом Североамериканской каскадной вулканической дуги . Расположенная полностью в канадской провинции Британская Колумбия , она простирается от Каскадных гор на юге до Береговых гор на севере. В частности, южный конец Канадских каскадов начинается на границе Канады и США . Однако конкретные границы северного конца точно не известны, и геология в этой части вулканической дуги плохо изучена. Геологи широко признают, что Канадская каскадная дуга простирается через тихоокеанские хребты Береговых гор. Однако другие выразили обеспокоенность тем, что вулканическая дуга, возможно, простирается дальше на север в хребты Китимат , другое подразделение Береговых гор, и даже так далеко на север, как Хайда-Гвайи (ранее известные как острова Королевы Шарлотты).
За последние 29 миллионов лет Канадская Каскадная дуга извергает цепочку вулканов вдоль побережья Британской Колумбии . По крайней мере четыре вулканические зоны в Британской Колумбии связаны с вулканизмом Каскадной дуги . Это включает в себя большое вулканическое плато во внутренних районах и три линейных вулканических пояса на побережье. Они образовались в разные геологические периоды, разделенные миллионами лет, и встречаются в трех регионах, называемых задней дугой , главной дугой и передней дугой . Самый молодой из трех поясов был спорадически активен в течение последних 4,0–3,0 миллионов лет, причем последнее извержение, возможно, произошло за последние 1000 лет. Около 2350 лет назад произошло крупное эксплозивное извержение , в результате которого в атмосферу был выброшен огромный столб пепла . Это признано крупнейшим вулканическим извержением на всей территории Канады за последние 10 000 лет.
В исторические времена Канадская каскадная дуга была значительно менее активна, чем американская часть вулканической дуги. Она также не имеет записей об исторических извержениях. Тем не менее, вулканическая дуга представляет угрозу для окружающего региона. Любая вулканическая опасность — от оползней до извержений — может представлять значительный риск для людей и дикой природы. Несмотря на то, что в Канадской каскадной дуге нет исторических извержений, извержения, скорее всего, возобновятся; если это произойдет, будут быстро организованы усилия по оказанию помощи. Такие группы, как Межведомственный план оповещения о вулканических событиях (IVENP), готовы уведомить людей, которым угрожают вулканические извержения.
Каскадная дуга изначально была создана субдукцией ныне исчезнувшей плиты Фараллон в зоне субдукции Каскадия. Спустя 28 миллионов лет плита Фараллон сегментировалась, образовав плиту Хуан-де-Фука , которая продолжает субдуцироваться под северо-западом Тихого океана Северной Америки. [1] За последние несколько миллионов лет вулканизм пошел на спад вдоль вулканической дуги. Вероятное объяснение заключается в скорости конвергенции между плитами Хуан-де-Фука и Североамериканской. Эти две тектонические плиты в настоящее время сходятся со скоростью от 3 см (1,2 дюйма) до 4 см (1,6 дюйма) в год. Это всего лишь около половины скорости конвергенции, наблюдавшейся семь миллионов лет назад. [2]
Из-за очень большой площади разлома зона субдукции Каскадия может вызывать сильные землетрясения магнитудой 7,0 и более. Интерфейс между плитами Хуан-де-Фука и Северной Америки остается заблокированным в течение периодов примерно 500 лет. В течение этих периодов напряжение нарастает на интерфейсе между плитами и вызывает подъем североамериканской окраины. Когда плита наконец скользит, 500 лет накопленной энергии высвобождаются в виде мощного землетрясения. [3] Самое последнее, землетрясение Каскадия 1700 года , было зафиксировано в устных преданиях коренных народов острова Ванкувер . Оно вызвало значительные толчки и мощное цунами , которое пересекло Тихий океан. Значительное сотрясение, связанное с этим землетрясением, разрушило дома племен коуичан на острове Ванкувер и вызвало несколько оползней . Это также сделало слишком трудным для людей коуичан стоять, и толчки были настолько продолжительными, что они заболели. Цунами, вызванное землетрясением, в конечном итоге разрушило зимнюю деревню в заливе Пачена , убив всех людей, которые там жили. Землетрясение Каскадия 1700 года вызвало оседание прибрежной зоны, затопив болота и леса на побережье, которые позже были погребены под более поздними обломками. [4]
В отличие от большинства зон субдукции по всему миру, вдоль континентальной окраины Каскадии нет глубокого океанического желоба . [5] Причина в том, что устье реки Колумбия впадает непосредственно в зону субдукции и откладывает ил на дне Тихого океана , погребая эту большую впадину . Массивные наводнения из доисторического ледникового озера Миссула во время позднего плейстоцена также отложили большое количество осадка в небольшой желоб. [6] Однако, как и в других зонах субдукции, внешняя окраина медленно сжимается, как гигантская пружина. [3] Когда накопленная энергия внезапно высвобождается путем проскальзывания через разлом через нерегулярные интервалы, зона субдукции Каскадии может вызывать очень сильные землетрясения, такие как землетрясение магнитудой 9,0 в Каскадии 26 января 1700 года. [4]
Вулканическая активность главной дуги началась в южном конце вулканического пояса Пембертон около 29 миллионов лет назад в эпоху среднего олигоцена . Затем она сместилась на север в регион Кокихалла 22 миллиона лет назад, за которым последовал вулканизм около города Пембертон 16-17 миллионов лет назад. В районе ручья Салал вулканическая активность произошла 8,0 миллионов лет назад, а самый северный вулкан пояса Пембертон образовался 6,8 миллионов лет назад. Омоложение вулканизма пояса Пембертон на север указывает на то, что край плитного окна двигался на север под Британской Колумбией по крайней мере между началом вулканизма дуги 29 миллионов лет назад и извержением самого северного вулкана 6,8 миллионов лет назад. [1] Некоторые ученые предполагают, что обширная формация Массет на Хайда-Гвайи является северным продолжением вулканического пояса Пембертон. [2] Однако геохимия и физическая вулканология формации Массет указывают на то, что она образовалась в условиях рифтинга , в отличие от других особенностей пояса Пембертон. [7]
Обширная эрозия вулканического пояса Пембертон уничтожила большинство его вулканических пиков, обнажив их магматические системы. [1] [2] Они образуют несколько интрузивных тел, таких как батолиты и штоки . [1] Прекращение вулканизма в поясе Пембертон могло быть вызвано повышением крутизны субдуцированной плиты Хуан де Фука после того, как плита Эксплорер образовалась около 6,0 миллионов лет назад. [1] [8] Это изменение тектоники создало современную Канадскую Каскадную дугу, а также Каскадный хребет и Олимпийские горы . [8]
Первое вулканическое событие 29 миллионов лет назад сформировало интрузивные породы большого батолита Чилливак, который простирается на юг в американский штат Вашингтон . [1] [9] В Канаде батолит состоит из пород от гиперстенового кварцевого габбро до альбитового гранита . Присутствуют три основных плутона . Самый старый и самый обширный — это неравномерно - зональный плутон, состоящий из кварцевого диорита на краях, переходящий внутрь через гранодиорит к небольшому ядру из гранита. Этот плутон обнажается по обе стороны озера Чилливак , узкого озера, простирающегося с севера на юг в Каскадных горах. Два более молодых плутона, состоящие из почти однородного лейкократового биотитового кварцевого монцонита , расположены к северу от озера Чилливак и в 3,2 км (2,0 мили) к востоку от горы Слес . [9]
Вулканизм 22–21 млн лет назад сформировал вулканический комплекс Кокихалла примерно в 32 км (20 миль) к северо-востоку от Хоупа . [1] [10] Он состоит из вулканических и интрузивных пород, которые по составу являются известково-щелочными кислыми или средними . [10] Гора Кокихалла , самая высокая вершина хребта Слоистых гор с высотой 2157 м (7077 футов) , является крупным сохранившимся стратовулканом и представляет собой один из немногих оставшихся миоценовых вулканов на юго-западе Британской Колумбии. [11] В результате вулканический комплекс Кокихалла стал предметом геологических исследований, чтобы объявить об остатках того, что могло быть обширным покровом вулканических пород в эпоху раннего миоцена. Комплекс Кокихалла также имеет другой магматический состав, чем вулканы Канадской каскадной дуги, которые образовались за последние два миллиона лет. Риолитовые туфы являются основными магматическими породами, составляющими вулканический комплекс Кокихалла, с небольшим количеством базальта или андезита . Это контрастирует с современными канадскими каскадными вулканами, поскольку они в основном состоят из вулканических пород в диапазоне состава от базальта до андезита, с несколькими породами более фельзитового состава, чем дацит . Изменения в составе магмы также произошли в американской части Каскадной дуги. [10]
Вулканический комплекс Кокихалла начал свое формирование, когда крупные пирокластические потоки извергались на эрозионной поверхности . Опорожнение неглубокой магматической камеры вызвало наклон несогласия на плутоне Игл, который расположен на юго-востоке. Сопутствуя сбросу, наклону и проседанию, лавинные брекчии неоднократно соскальзывали с чрезмерно крутых обнажений группы Пасайтен и плутона Игл. После того, как вулканическая активность отложила последовательность пирокластических пород толщиной 1000 м (3300 футов) , последовал период покоя. Именно в это время отложился локализованный конгломерат , песчаник и большой пласт обломочной брекчии Пасайтен. [10]
Последующие извержения произвели пирокластические потоки, за которыми последовал еще один короткий перерыв в вулканической активности. Извержения, очищающие жерло, произвели пирокластическую брекчию, которая задерживается на горном хребте к северу и востоку от горы Кокихалла. Движение вдоль разлома Джим Келли Крик прекратилось, и последующие пирокластические потоки заполнили и переполнили этот край впадины. Позже были внедрены многочисленные субвулканические интрузии, а постмиоценовое поднятие наклонило и деформировало вышележащие вулканические породы. Эрозия удалила то, что могло быть обширным вулканическим покровом с окружающей территории, и обнажила погребенные купола и интрузии. Сегодня вулканический комплекс Кокихалла занимает площадь около 30 км 2 (12 кв. миль) , а объем пирокластического материала составляет 50 км 3 (12 куб. миль) . Большой шток, состоящий из пироксенового диорита и биотит-пироксенового кварцевого диорита, образует нынешнее основание горы Кокихалла. [10]
К югу от реки Фрейзер в озере Вахлих находится плутонический комплекс Маунт-Барр. Названный в честь горы Барр в хребте Скаджит Каскадных гор, этот плутонический комплекс имеет возраст от 21 до 16 миллионов лет. Он состоит по крайней мере из четырех плутонов. Главный плутон, составляющий 80% комплекса, состоит из кислых и промежуточных интрузивных пород от кварцевого диорита до кварцевого монцонита. Он имеет приблизительно круглую форму, образуя гору Барр высотой 1907 м (6257 футов) . Последующий магматизм создал два более молодых штока в основном плутоне. Более старый шток состоит из мелкозернистого биотитового роговообманкового гранодиорита, в то время как более молодой шток состоит из лейкократового биотитового кварцевого монцонита. Дайка шириной от 60 до 90 м (от 200 до 300 футов) , состоящая из гранофирового роговообманкового плагиоклазового порфира , расположена между кварцевым диоритом плутонического комплекса Хоуп и эоценовым конгломератом. Она представляет собой ответвление основного плутона Маунт-Барр. К северо-западу от основного плутона Маунт-Барр находится биотитовый роговообманковый кварцевый диоритовый плутон около озера Хикс. Из-за своей неоднородности он лишь изредка группируется как часть плутонического комплекса Маунт-Барр. [9]
Примерно в 22 км (14 миль) к юго-востоку от озера Лиллуэт находится вулканический комплекс Кревасс-Крэг . Ему около 16 миллионов лет, он расположен на вершине ледникового горного хребта, образованного позднемеловыми и более молодыми интрузивными породами. Они образуют часть большого прибрежного плутонического комплекса, который простирается вдоль побережья Британской Колумбии. Вулканический комплекс Кревасс-Крэг состоит из вулканических брекчий, туфов и плагиоклаз- фировых потоков. Анализ основных, следовых и редкоземельных элементов показывает, что потоки лавы дацита, андезита и базальтового андезита образуют его нижние склоны. [12]
В верховьях ручья Салал находится примерно круглый составной шток, известный как плутон Салал-Крик. [13] Его возраст оценивается в 8,0 миллионов лет, что указывает на то, что это один из самых молодых кислых плутонов, обнаженных в Тихоокеанских хребтах. [14] [15] Как и другие плутоны пояса Пембертон, плутон Салал-Крик, как правило, рассматривается геологами как корень глубоко эродированного вулкана. [16] Эпизодические извержения могли образовать большой купол, но быстрая эрозия на глубину около 1 км (0,62 мили) удалила вышележащую вулканическую структуру, обнажив плутон Салал-Крик шириной 10 км (6,2 мили) . [14] Он имеет сложную структуру, состоящую из более старого внешнего кольца крупнозернистого кварцевого монцонита и более молодого внутреннего штока более мелкозернистого и порфирового кварцевого монцонита. [13] Плутон занимает площадь 60 км 2 (23 кв. мили) . [15]
После того, как вулканизм пояса Пембертон пошел на спад 4,0–3,0 миллиона лет назад, вулканическая активность сместилась на запад, образовав более молодой вулканический пояс Гарибальди. Он представляет собой современную Канадскую каскадную дугу, состоящую из потоков лавы, лавовых куполов, шлаковых конусов , стратовулканов, подледниковых вулканов и вулканических пробок . Вулканическая активность во время оледенения Фрейзера между 25 000 и 10 000 лет назад взаимодействовала с ледниковым льдом, образуя подледниковые купола, туи и потоки лавы на краю льда . С тех пор как Кордильерский ледниковый щит отступил около 10 000 лет назад, извержения в основном были субаэральными . Последнее эксплозивное извержение произошло около 2350 лет назад, а последнее эффузивное извержение произошло менее 1500 лет назад.
Три эшелонированных сегмента составляют вулканический пояс Гарибальди и соответственно называются южным, центральным и северным сегментами. Каждый сегмент имеет по крайней мере один главный вулкан вместе с несколькими более мелкими сооружениями. Северный сегмент пересекает старый вулканический пояс Пембертон около массива Маунт-Мигер , где он залегает над поднятыми и глубоко эродированными остатками субвулканических плутонов пояса Пембертон. [2]
.jpg/1280px-Mount_Garibaldi_(50997016501).jpg)
Три главных вулкана составляют южный сегмент вместе с несколькими более мелкими сооружениями. [2] Самый большой и молодой главный вулкан, гора Гарибальди , представляет собой расчлененный стратовулкан, который начал свое формирование 250 000 лет назад. [2] [17] Этот период извержений сформировал широкий составной конус из дацита и брекчии. Части этого «прото-Гарибальди» или предкового вулкана обнажены на нижних северных и восточных склонах Гарибальди и на верхних 240 м (790 футов) хребта Бром. Вокруг того места, где сейчас расположены Колумнарный пик и, возможно, Глейшер-Пайкс , был построен ряд сливающихся куполов дацитовой лавы. В течение последующего длительного периода покоя река Чики прорезала глубокую долину в западном склоне конуса, которая позже была заполнена ледником . Достигнув своего максимального размера, ледник Чики и Кордильерский ледниковый щит были покрыты вулканическим пеплом и обломками Гарибальди. Этот период роста начался с извержения купола-пробки Этвелл-Пик около 13 000 лет назад из хребта, окруженного ледниковым щитом . По мере роста купола-пробки массивные пласты разбитой лавы крошились в виде осыпей по его сторонам. Многочисленные пирокластические потоки Пелеан сопровождали эти более холодные лавины, образуя обломочный конус площадью 6,3 км 3 (1,5 куб. мили) и общий уклон от 12 до 15 градусов. Часть ледникового льда была растоплена извержениями, образовав небольшое озеро напротив южного рукава хребта Бром. Вулканические песчаники, которые сегодня можно увидеть на вершине хребта Бром, были созданы оседанием пепла в этом озере. Ледниковое перекрытие было наиболее значительным на западе и несколько южнее. Последующее таяние Кордильерского ледникового щита и его составляющих ледников вызвало серию лавин и грязевых потоков на западном склоне Гарибальди, которые переместили почти половину первоначального объема конуса в долину Скуомиш, где он покрывает 26 км 2 (10 кв. миль) до толщины около 91 м (299 футов) . Разрывы, оставленные тающим льдом, вызвали незначительную или умеренную деформацию конуса там, где Кордильерский ледниковый щит был тонким, и значительную деформацию там, где он был толстым. Лед был самым толстым, и, таким образом, деформация конуса была самой большой над погребенной долиной Чики. [17] Позднее вулканизм произошел из купола Далтон, который образует западную вершину Гарибальди. Потоки лавы покрыли оползневую стену на западном склоне Гарибальди. Примерно в то же время объемный поток дацитовой лавы из Опалового конуса прошел 20 км (12 миль) вниз по ручью Ринг-Крикна юго-восточном склоне Гарибальди, не встретив никаких остатков ледникового льда. [2] Эти последние извержения горы Гарибальди произошли в раннем голоцене вскоре после того, как остатки Кордильерского ледникового щита отступили в региональные долины между 10 700 и 9 300 лет назад. [2] [18]
Маунт-Прайс , один из трех основных вулканов в южном сегменте, образовался в течение трех периодов извержений. Первый изверженный период 1,2 миллиона лет назад создал роговообманковый андезитовый стратовулкан на дне циркообразного бассейна . В среднем плейстоцене около 300 000 лет назад вулканизм сместился на запад и создал почти симметричный стратовулкан Маунт-Прайс. Эпизодические извержения производили андезитовые и дацитовые лавы, а также пирокластические потоки от активности Пелея. Позже вулкан был захвачен Кордильерским ледниковым щитом. [2] После того, как ледниковый щит отступил с более высоких высот, извержения андезита из сателлитного жерла создали небольшой лавовый купол на северном склоне Прайса. [19] Возможно, одновременный вулканизм произошел на пике Клинкер около 10 000 лет назад с извержением двух роговообманково-биотитовых андезитовых лавовых потоков. Оба они имеют толщину более 250 м (820 футов) и длину 6 км (3,7 миль) , простираясь на северо-запад и юго-запад. Необычно большая толщина этих лавовых потоков объясняется тем, что они застаивались и охлаждались на Кордильерском ледниковом щите, когда он все еще заполнял долины на более низких высотах. Это была последняя изверженная активность на горе Прайс. [2]
Черный Бивень , самый старый и самый яркий из трех основных вулканов, представляет собой рассеченные ледником останки стратовулкана, который образовался между 1,3 и 1,1 миллиона лет назад. [19] [20] Извержения произвели потоки лавы роговообманкового андезита и литические туфы. Длительная эрозия разрушила первоначальный конус. Обрывы к северо-западу, юго-западу и юго-востоку от главного вулканического сооружения являются остатками этого предкового вулкана. Возобновившийся вулканизм между 210 000 и 170 000 лет назад произвел потоки лавы гиперстенового андезита, которые локально заканчиваются обрывистыми краями контакта льда толщиной 100 м (330 футов) . Эта последняя изверженная активность достигла кульминации с выдавливанием эндогенного купола и связанной с ним лавы, которые сформировали нынешний шпиль высотой 2316 м (7598 футов) . Позже Кордильерский ледниковый щит прорезал глубокую, простирающуюся на север U-образную долину в восточном фланге этого сооружения. [2]
The Table , роговообманковая андезитовая туя, расположенная примерно в 3 км (1,9 мили) к юго-востоку от горы Прайс, круто поднимается на 305 м (1001 фут) над ледниковыми фундаментными породами . Она была образована вулканическими извержениями, которые растопили Кордильерский ледниковый щит. Лава, покрывающая The Table, была выдавлена после того, как вулкан был построен выше уровня озера. Отсутствие ледниковых эрратических валунов на его вершине и отсутствие эрозионных признаков, приписываемых оледенению, указывает на то, что The Table была образована подледниковыми извержениями во время раннего голоцена, как раз перед исчезновением ледникового щита. [2]
Шлаковый конус , вулканический конус, состоящий из пепла, лапилли и разбросанных волокнистых и покрытых коркой фрагментов бомб , был образован в течение двух периодов извержений. [19] [21] Первый период извержений образовал туфовое кольцо и 9-километровый (5,6 миль) поток базальтовой андезитовой лавы около 100 000 лет назад после периода отступления ледника. Стромболианские извержения во время второго и последнего периода извержений около 10 000 лет назад образовали небольшой пирокластический конус на восточном краю более старого кольца базальтового андезитового туфа. [19] 9 -километровый (5,6 миль) поток лавы, варьирующийся от базальта до муджиерита , вырвался из основания конуса и двигался по простирающейся на север U-образной долине на восточном склоне Черного Бивня. [2] [19]
Комплекс Monmouth Creek на западной стороне устья реки Squamish River — это выдающееся и загадочное сооружение, состоящее из базальтового андезита и дацита неизвестного возраста. Возможно, он представляет собой группу даек и лавовых куполов, которые образовались под ледником. [22] По крайней мере, четыре дайки выступают на его вершине. [22] [23] Они образуют ребра лавовых хребтов высотой от 60 до 180 м (от 200 до 590 футов) , самый высокий из которых — The Castle , содержащий горизонтальные и радиальные столбчатые соединения . Шипы покрыты сваренной брекчией вблизи их оснований, а столбчатая отдельность простирается в сваренную последовательность. Самые высокие лавовые потоки и хребты состоят из дацита. [22]
Вдоль северо-восточного берега залива Хау находится небольшой выступ вулканической породы, известный как вулканический центр Уоттс-Пойнт . Это самый южный вулкан в вулканическом поясе Гарибальди, включающий около 0,02 км 3 (0,0048 куб. миль) роговой обманки, пироксена и редкопорфировой дацитовой лавы и брекчии. Дацит характеризуется столбчатыми соединениями диаметром от 5 до 40 см (от 2,0 до 15,7 дюймов) и демонстрирующими локально радиальные узоры. Этот вулканический центр образовался в подледниковой и ледниковой среде между 130 000 и 90 000 лет назад, о чем свидетельствует существование отличительных радиальных столбчатых узоров соединений, стекловидной или мелкозернистой матрицы и стратиграфических отношений с вышележащим ледниковым тиллом . [24]
Вулканизм в центральном сегменте начался по крайней мере 4,0 миллиона лет назад на глубоко расчлененной горе Кейли . Этот период извержений, длившийся до 0,6 миллиона лет назад, произвел потоки дацитовой лавы и пирокластические брекчии. Центральный купол, образующий вершинные шпили горы Кейли, представляет собой самую молодую структуру, образовавшуюся в этот период извержений. Последующая активность 0,3–0,2 миллиона лет назад началась с извержения потока дацитовой лавы в долину реки Шовелноуз-Крик. Это привело к образованию двух небольших лавовых куполов. Гора Фи представляет собой хребет риодацита длиной 1 км (0,62 мили) и шириной 0,25 км (0,16 мили), расположенный на горном хребте к востоку от реки Скуомиш. Как и гора Кейли, она предшествует появлению Кордильерского ледникового щита. Другие вулканы в центральном сегменте, такие как Slag Hill , Ember Ridge , Cauldron Dome , Pali Dome и Ring Mountain , образовались, когда лава вошла в контакт с Кордильерским ледниковым щитом. Они похожи по структуре на туи, демонстрируя чрезмерно крутые края контакта льда. [2]
По крайней мере, две последовательности базальтовых андезитовых лавовых потоков отложены к югу от пика Трикуни . Одна из этих последовательностей, известная как Юго-Запад Трикуни , создает скалу на восточной стороне простирающегося с севера на юг канала глубиной 200 м (660 футов), прилегающего к устью ручья Хай-Фолс . Восточный фланг потока лавы, за пределами канала Хай-Фолс-Крик, имеет более постоянную структуру. Несколько мелкомасштабных столбчатых соединений и общая структура потока лавы предполагают, что его западная часть, вдоль длины канала, запруживалась ледниковым льдом. Около его южной части лава просачивалась в трещины в ледниковом льду. Это было идентифицировано по существованию шпилеобразных охлаждающих образований, хотя многие из этих сооружений были разрушены эрозионными процессами. Другие особенности, которые указывают на то, что лава запруживалась ледниковым льдом, включают ее необычно толстую структуру и ее крутые скалы. Таким образом, поток лавы Tricouni Southwest извергся около 10 000 лет назад, когда региональное оледенение Фрейзера отступало. Объяснение того, что западная часть демонстрирует особенности контакта со льдом, а восточная — нет, вероятно, заключается в том, что ее западный фланг лежит в канале, простирающемся с севера на юг, который мог бы удерживать меньшее количество солнечного тепла, чем его незащищенный восточный фланг. В результате западная часть потока лавы регистрирует оледенение в период, когда восточные склоны были свободны от ледникового льда. [25] Tricouni Southeast, другая вулканическая последовательность к югу от пика Tricouni , состоит по крайней мере из четырех потоков лавы андезита или дацита, которые выходят на поверхность в виде нескольких небольших скал и утесов на обширно покрытых растительностью склонах. Они достигают толщины 100 м (330 футов) и содержат небольшое количество гиалокластита . Источник их происхождения не был обнаружен, но, вероятно, находится на вершине холма. Эти лавы образуют краевые ледяные сооружения, предполагая, что каждый поток лавы извергался около 10 000 лет назад, когда огромный Кордильерский ледяной щит отступал, а остатки ледникового льда были редки. [26]
Вдоль реки Чеакамус и ее притоков обнажены базальты долины Чеакамус . Последовательность состоит по крайней мере из четырех базальтовых потоков, которые были отложены в периоды вулканической активности из неизвестного жерла между 0,01 и 1,6 миллиона лет назад. Подушечная лава обильно присутствует вдоль оснований потоков, некоторые из которых подстилаются гиалокластитовой брекчией. В 1958 году канадский вулканолог Билл Мэтьюз предположил, что потоки лавы извергались в периоды подледниковой активности и перемещались по траншеям или туннелям, расплавленным в ледниковом льду оледенения Фрейзера. Мэтьюз основывал это на возрасте подстилающего ледникового тилла, существовании подушечной лавы вблизи дна некоторых лав, что указывает на подводный вулканизм, столбчатой трещиноватости по краям лав, что указывает на быстрое охлаждение, и отсутствии очевидной палеогеографии . [27]
Северный сегмент состоит из одного большого вулканического комплекса, массива Маунт-Мигер , и группы базальтовых и андезитовых вулканов, известных как конусы реки Бридж. Маунт-Мигер состоит из по крайней мере четырех перекрывающихся стратовулканов, которые постепенно становятся моложе с юга на север. Они были сформированы за последние 2,2 миллиона лет, а последнее извержение произошло около 2350 лет назад. Основные , промежуточные и кислые вулканические породы, составляющие Митгер, были извергнуты по крайней мере из восьми вулканических жерл. [2]
Простираясь к северу от массива Маунт-Мигер почти до Внутреннего плато, находятся конусы реки Бридж . Эта группа небольших вулканов в верховьях реки Бридж включает стратовулканы, вулканические пробки и потоки лавы. Эти вулканы отличаются от других вулканов в поясе Гарибальди тем, что они в основном состоят из вулканических пород с основным составом, включая щелочной базальт и гавайит . Различные составы магмы могут быть связаны с меньшей степенью частичного плавления в мантии Земли или эффектом нисходящего края плиты. Самый старый вулкан в группе, известный как Шам-Хилл , представляет собой вулканическую пробку высотой 60 м (200 футов) с калийно-аргоновой датировкой в один миллион лет. Он имеет ширину около 300 м (980 футов) , а его открытая ледниковая поверхность усеяна ледниковыми эрратическими валунами. Его массивные ровные каменные колонны были построены внутри главного вулканического жерла стратовулкана, который с тех пор был уменьшен эрозией. На юго-востоке вулканический комплекс ледника Салал был образован между 970 000 и 590 000 лет назад. Он состоит из субаэральной тефры и тонких отложений лавового потока, которые окружены 100-метровыми (330 футов) толстыми ледяными потоками лавы. Эти ледяные пограничные потоки лавы были созданы, когда лава запруживалась против ледникового льда в близлежащих долинах до Висконсинского оледенения . К северу от комплекса ледника Салал находится небольшой базальтовый стратовулкан под названием Тубер-Хилл . Он начал формироваться около 600 000 лет назад, когда соседние долины были заполнены ледниковым льдом. Когда потоки лавы извергались из Тубер-Хилла, они взаимодействовали с заполняющими долину ледниками на его южном фланге и образовывали ледниковое озеро с талой водой . Здесь отложилось более 150 м (490 футов) сложенных гиалокластитов, лахаров и озерного туфа. В этот период извержения также отложился ряд подушечных лав. Самая последняя вулканическая активность в вулканическом поле Бридж-Ривер привела к образованию ряда базальтовых лавовых потоков в региональных долинах, которые залегают над тиллом последнего ледникового периода . Возраст этих заполняющих долины лавовых потоков неизвестен, но наличие неконсолидированного ледникового тилла под потоками позволяет предположить, что им менее 1500 лет. [2]
По крайней мере два вулкана и одна вулканическая группа могли образоваться в результате вулканизма Канадской каскадной дуги. [28] [29] [30] Самая старая особенность, ледниковый комплекс Франклина , представляет собой глубоко эродированную геологическую структуру длиной 20 км (12 миль) и шириной 6 км (3,7 мили) с высотой более 2000 м (6600 футов) . Он состоит из даек и субвулканических интрузий, перекрытых туфами, дацитовой брекчией и эродированными остатками 450-метровой (1480 футов) последовательности лавовых потоков роговообманкового андезита. [28] Они образовались около 6,8 и 3,5 миллионов лет назад, что указывает на то, что между этими событиями был период бездействия в течение по крайней мере 3,3 миллиона лет. [1] [28] Поскольку ледниковый комплекс Франклина не был подробно изучен учеными, о нем известно очень мало. [28] Самое древнее известное магматическое событие, 6,8 миллионов лет назад, согласуется с вулканизмом вулканического пояса Пембертон. Поэтому его можно считать одной из самых северных зон этой геологической структуры. Однако самое молодое событие, около 3,5 миллионов лет назад, соответствует сдвигу от активности Пембертон к активности Гарибальди. [1] Это указывает на то, что комплекс ледника Франклина можно считать частью вулканического пояса Пембертон или вулканического пояса Гарибальди. [28]
Примерно в 55 км (34 мили) к северо-северо-западу от комплекса ледника Франклина находится глубоко расчлененная кальдера Силвертрон . [29] Она имеет ширину 20 км (12 миль) с крутыми склонами, простирающимися от уровня моря до максимальной высоты 3160 м (10 370 футов) . [2] Как и Франклин на юго-юго-востоке, Силвертрон не был подробно изучен учеными. В результате его родство и история извержений плохо известны. Он считается частью вулканического пояса Гарибальди, но он также лежит на перекрывающемся тренде гораздо более древнего вулканического пояса Пембертон. [29] В Силвертроне было выявлено по крайней мере три фазы вулканической активности. Первая фаза, последовавшая за обрушением кальдеры , отложила толстую последовательность недатированной базальной брекчии. Он содержит нерегулярные субвулканические интрузии, а также обилие даек. [2] В некоторых местах базальная брекчия была спаяна вместе интенсивным вулканическим жаром. [29] Последующая активность 750 000 - 400 000 лет назад создала риолитовые , дацитовые и андезитовые лавовые купола, брекчии и лавовые потоки. Гора Сильвертрон , вулканическая вершина, связанная с кальдерой Сильвертрон, состоит из перекрывающихся андезитовых и риолитовых лавовых куполов, которые были сформированы в этот изверженный период. [2] Третья фаза, менее 1000 лет назад, произвела шлаковые конусы, пирокластические отложения и базальтовые андезитовые лавовые потоки, которые выходили из жерл на краю кальдеры. Большая часть этой активности происходила на северном краю, где потоки лавы спускались вниз по долине ручья Пашлет, а затем в долину реки Мачмелл . [2] [29] Вся последовательность лавового потока имеет длину не менее 25 км (16 миль) , варьируясь по высоте от 2000 м (6600 футов) до 100 м (330 футов) . Многие из вулканических продуктов сейчас погребены под ледниковым льдом. Однако остатки шлаковых конусов выступают через ледники, а потоки лавы обнажаются на более низких высотах, таких как обширный поток лавы ручья Махмелл-Пашлет. [29] Относительно небольшой поток базальтовой андезитовой лавы простирается от южного края кальдеры до верховьев реки Кингком . [2]
Группа заливов Милбанке в хребте Китимат состоит из молодых потоков лавы и моногенетических шлаковых конусов, которые, вероятно, образовались за последние 10 000 лет. [2] [30] Как и в случае с Силвертроном и Франклином, о группе заливов Милбанке известно немного. В результате ее принадлежность также остается неясной. Она может отражать северное расширение вулканического пояса Гарибальди, но недостаточно данных для поддержки этой гипотезы. Ее образование также могло быть результатом других тектонических процессов, которые в настоящее время не изучены. Остров Суиндл содержит симметричный шлаковый конус высотой 250 м (820 футов) на своей южной береговой линии. Этот вулкан, известный как холм Китасу , состоит из тефры и вулканических бомб . [30] Его вершина содержит вулканический кратер , который прорывается на восток. [2] Пик Хелмет , крутой шлаковый конус на острове Лейк высотой 335 м (1099 футов) , состоит из спаянных вулканических блоков и базальтовых питающих даек. Во время извержения базальтовая туфовая брекчия отлагалась по всему острову Лейк и близлежащему острову Леди Дуглас . [30] Потоки лавы на берегах островов Прайс и Дафферин извергались из покрытых лесом базальтовых конусов, которые были уменьшены в размерах до небольших вулканических насыпей. [2] [30] Базальтовые лавовые потоки на острове Финнгал включают хорошо развитую столбчатую отдельность. Как и другие вулканические отложения в группе заливов Милбанк, об этих лавовых потоках известно очень мало. [30] Хотя группа заливов Милбанк, вероятно, образовалась за последние 10 000 лет, точный возраст лавовых потоков и шлаковых конусов неизвестен. [2] [30] Вероятно, он образовался за последние 10 000 лет, поскольку вулканические образования имеют минимальную эрозию, что свидетельствует о послеледниковом вулканизме. [30]
Параллельно Канадской Каскадной дуге в 150 км (93 мили) к северо-востоку находится область, состоящая из небольших базальтовых лавовых потоков. [31] Эта зона, известная как группа Чилкотин, образовалась в результате вулканизма тылового бассейна позади Канадской Каскадной дуги в ответ на продолжающуюся субдукцию Каскадии. Вулканическая активность началась 31 миллион лет назад, но большая часть вулканизма произошла в течение двух более молодых магматических периодов, первый между 6,0 и 10 миллионами лет назад, а другой между 2,0 и 3,0 миллионами лет назад. [1] [2] [31] Это указывает на то, что большая часть вулканизма группы Чилкотин соответствовала вулканизму в поясе Пембертон, хотя некоторые из более молодых лав Чилкотин извергались на ранних стадиях вулканизма пояса Гарибальди. За последние 1,6 миллиона лет в группе Чилкотин произошло несколько вулканических извержений. [2]
Плоско залегающие лавовые плато группы Чилкотин занимают площадь 25 000 км 2 (9 700 кв. миль) и объем 1 800 км 3 (430 куб. миль) . Они состоят из нескольких тонких, плоских лавовых потоков пахоэхоэ , которые были извергнуты из цепи низкопрофильных щитовых вулканов , которые с тех пор были размыты позднеплейстоценовым оледенением, обнажив их габбросодержащие вулканические пробки. Лавовое плато имеет максимальную толщину 140 м (460 футов), при этом в стратиграфических единицах обнаружено не менее 20 лавовых потоков. Конкретные лавовые потоки обычно простираются более чем на 1 км (0,62 мили) и достигают толщины 10 м (33 фута) . Но в некоторых районах лавовые потоки достигают толщины 70 м (230 футов) . [2]
Ряд отложений подушечной лавы и подушечной брекчии обнажаются по всей группе Чилкотин. Пирокластические отложения, состоящие из лапилли, были извергнуты вулканами в поясе Пембертон и перекрыты последующими базальтовыми потоками лавы. Потоки лавы от вулканизма между 16 и 14 миллионами лет назад выходят на поверхность рядом с краями нынешнего лавового плато, которое в основном состоит из базальтов, извергнутых между 10 и 6,0 миллионами лет назад. Более поздние потоки лавы обнажаются в скалах вдоль каньона Фрейзер . Они извергались между 3,0 и 1,0 миллионами лет назад, и вулканические жерла, из которых они извергались, не были обнаружены. [2]
Вулканизм передней дуги был активен на севере острова Ванкувер от 8,0 до 2,5 миллионов лет назад. [1] Это создало линию вулканических пород и субвулканических интрузий, известную как вулканический пояс залива Алерт . Названный в честь деревни залива Алерт на острове Корморант , он простирается от полуострова Брукс на юго-западе до города Порт-Мак-Нейл на северо-востоке. [2] Геометрические и хронометрические исследования показывают, что пояс залива Алерт образовался на нисходящем крае плиты. [32] Во время своего формирования разлом Нутка , вероятно, совпадал с западным концом пояса залива Алерт, который сейчас находится в 80 км (50 миль) к северо-востоку. Вулканические особенности пояса залива Алерт включают пики Твин , гору Клюксью и остров Хаддингтон . [2]
Имеются доказательства того, что вулканическая активность в поясе залива Алерт со временем сместилась на восток, а также произошел сдвиг от базальтового к дацитовому или риолитовому вулканизму. Первое вулканическое событие, около 8,0 миллионов лет назад, произошло на полуострове Брукс, но большинство вулканов были активны около 3,0 миллионов лет назад. Большая часть вулканизма пояса залива Алерт соответствовала быстрым изменениям в геометрии субдукции Каскадия и перерыву в активности дуги Каскад на материке. [32] Последнее вулканическое событие 2,5 миллиона лет назад произошло на горе Клюксеве, которая состоит из дацитовой лавы. [2]
По крайней мере, четыре вулкана проявляли сейсмическую активность с 1985 года, включая гору Гарибальди (три события), гору Кейли (четыре события), массив горы Мигер (семнадцать событий) и кальдеру Сильвертрон (два события). [33] Сейсмические данные свидетельствуют о том, что эти вулканы все еще содержат активные магматические камеры, что указывает на то, что некоторые вулканы пояса Гарибальди, вероятно, активны и представляют значительную потенциальную опасность. [33] [34] Сейсмическая активность соответствует некоторым недавно образовавшимся вулканам Канады и постоянным вулканам, которые имели крупную эксплозивную активность на протяжении всей своей истории, таким как гора Гарибальди, гора Кейли и массив горы Мигер. [33]
Ряд горячих источников, прилегающих к долине реки Лиллуэт , таких как источники Харрисон , Слокет, Клир-Крик и Скукумчак , не известны своим наличием вблизи районов с недавней вулканической активностью. Вместо этого многие из них расположены вблизи интрузий вулканического пояса Пембертон возрастом 16–26 миллионов лет. Связь этих горячих источников с вулканическим поясом Гарибальди не ясна. Однако известно, что несколько горячих источников существуют в районах, которые испытали относительно недавнюю вулканическую активность. [16] Около пяти горячих источников существуют на горе Кейли, а две небольшие группы горячих источников присутствуют на массиве горы Мигер. [35] [36] Источники в Мигер могут быть свидетельством наличия неглубокой магматической камеры под поверхностью. Неизвестно, существуют ли горячие источники на горе Гарибальди, подобные тем, что обнаружены на массивах горы Мигер и горы Кейли, хотя есть свидетельства аномально высокого теплового потока на соседних лугах Тейбл и в других местах. Аномально теплая вода рядом с пляжем Британия может быть геотермальной активностью, связанной с вулканическим центром Уоттс-Пойнт. [16]
Ряд вулканических объектов в Канадской каскадной дуге охраняются провинциальными парками. Провинциальный парк Гарибальди был основан в 1927 году для защиты богатой геологической истории, ледниковых гор и других природных ресурсов региона. Он был назван в честь стратовулкана Гарибальди высотой 2678 м (8786 футов) , который, в свою очередь, был назван в честь итальянского военного и политического лидера Джузеппе Гарибальди в 1860 году. На северо-западе провинциальный парк Брендивайн-Фолс охраняет водопад Брендивайн, водопад высотой 70 м (230 футов), состоящий как минимум из четырех базальтовых потоков лавы со столбчатыми соединениями. Происхождение его названия неясно, но, возможно, оно произошло от двух геодезистов по имени Джек Нельсон и Боб Моллисон.
Ни один вулкан в Канадской Каскадной дуге не отслеживается Геологической службой Канады достаточно тщательно , чтобы определить, насколько активны их магматические системы. Канадская национальная сейсмографическая сеть была создана для мониторинга землетрясений по всей Канаде, но она слишком далеко, чтобы обеспечить хорошее представление о том, что происходит под ними. Она может почувствовать увеличение сейсмической активности, они становятся очень беспокойными, но это может только послужить предупреждением о крупном извержении. Она может обнаружить активность только после того, как вулкан начал извергаться. [37] Если бы они извергались, вероятно, были бы организованы усилия по оказанию помощи. Межведомственный план оповещения о вулканических событиях (IVENP) был создан для того, чтобы описать процедуру оповещения некоторых основных агентств, которые будут участвовать в реагировании на извержение вулкана в Канаде, извержение вблизи границы Канады и США или любое извержение, которое будет иметь последствия в Канаде. [38]
{{cite journal}}: Цитировать журнал требует |journal=( помощь ){{cite journal}}: Цитировать журнал требует |journal=( помощь ){{cite journal}}: Цитировать журнал требует |journal=( помощь ){{cite book}}: CS1 maint: местоположение ( ссылка )