Vulcanismo del complejo volcánico del Monte Edziza
Actividad volcánica del complejo volcánico del Monte Edziza, Canadá

Vulcanismo del complejo volcánico del Monte Edziza
Vulcanismo bimodal
Una vista aérea de una meseta rocosa y árida con una montaña glaciar en el medio.
La meseta de Big Raven, en el extremo norte del complejo volcánico del monte Edziza, está formada por varios flujos de lava que han surgido de múltiples volcanes en los últimos 7,5 millones de años.
El vulcanismo del complejo volcánico del Monte Edziza se encuentra en Columbia Británica
Vulcanismo del complejo volcánico del Monte Edziza
Ubicación del complejo volcánico del Monte Edziza en Columbia Británica
Coordenadas: 57°30′N 130°36′O / 57.5, -130.6 [1]
UbicaciónColumbia Británica , Canadá [2]
RangoTierras altas de Tahltan [3]
DuraciónHace al menos 7,4 millones de años a menos de 2.000 años [4] [5]
CreadoFormación Raspberry (primer ciclo),
Formación Little Iskut (primer ciclo),
Formación Armadillo (primer ciclo),
Formación Nido (segundo ciclo),
Formación Spectrum (segundo ciclo) ,
Formación Pyramid (segundo ciclo),
Formación Ice Peak (tercer ciclo),
Formación Pillow Ridge (tercer ciclo),
Formación Edziza (tercer ciclo),
Formación Arctic Lake (cuarto ciclo),
Formación Klastline (cuarto ciclo),
Formación Kakiddi (cuarto ciclo),
Formación Big Raven (quinto ciclo) [6]
ProductosBasalto alcalino , hawaiita , traquibasalto , tristanita , mugearita , benmoreita , traquita , comendita , pantellerita [7]

El complejo volcánico del Monte Edziza (MEVC) en Columbia Británica , Canadá, tiene una historia de vulcanismo que abarca más de 7 millones de años. Ha tenido lugar durante cinco ciclos de actividad magmática , cada uno produciendo menos material volcánico que el anterior. El vulcanismo durante estos ciclos ha creado varios tipos de volcanes , incluidos conos de ceniza , estratovolcanes , volcanes subglaciales , volcanes en escudo y domos de lava . La meseta volcánica de aproximadamente 1.000 kilómetros cuadrados (400 millas cuadradas) que forma la base del MEVC se originó a partir de las erupciones sucesivas de flujos de lava altamente móviles. Las rocas volcánicas como el basalto , el traquibasalto , la benmoreíta , la tristanita , la mugearita , la traquita y la riolita fueron depositadas por múltiples erupciones del MEVC; los últimos seis tipos de rocas son productos de diversos grados de diferenciación magmática en depósitos de magma subterráneos . El vulcanismo del MEVC produjo al menos diez flujos distintos de obsidiana , algunos de los cuales fueron explotados por los pueblos indígenas en tiempos prehistóricos para fabricar herramientas y armas. El vulcanismo renovado podría producir erupciones explosivas y bloquear los arroyos locales con flujos de lava.

El primer ciclo magmático tuvo lugar entre hace 7,5 y 6 millones de años y está representado por las formaciones geológicas Raspberry , Little Iskut y Armadillo , cada una de las cuales es producto de un período eruptivo diferente. Tres períodos distintos de actividad eruptiva también caracterizaron el segundo ciclo magmático entre hace 6 y 1 millón de años; están representados por las formaciones geológicas Nido , Spectrum y Pyramid . El tercer ciclo magmático hace aproximadamente 1 millón de años está representado por las formaciones geológicas Ice Peak, Pillow Ridge y Edziza , cada una de las cuales es también producto de un período eruptivo distinto. Tres períodos distintos de actividad eruptiva también caracterizaron el cuarto ciclo magmático entre hace 0,8 y 0,2 millones de años que están representados por las formaciones geológicas Arctic Lake, Klastline y Kakiddi. El quinto ciclo magmático comenzó hace al menos 20.000 años y puede estar en curso; el único período eruptivo distinto de este ciclo magmático está representado por la Formación Big Raven .

Fondo

El complejo volcánico del Monte Edziza es un grupo lineal de volcanes en el noroeste de Columbia Británica , Canadá. [8] [9] Tiene unos 65 kilómetros (40 millas) de largo y 20 kilómetros (12 millas) de ancho, y consta de varios estratovolcanes , volcanes en escudo , volcanes subglaciales , domos de lava y conos de ceniza . [8] [10] [11] Este complejo volcánico incluye una amplia meseta intermontana de lados empinados que se eleva desde una elevación base de 760 u 816 metros (2500 o 2675 pies). [8] [12] [13] Un volcán en escudo elíptico con tendencia al norte que consta de múltiples flujos de lava planos forma la meseta. Cuatro volcanes centrales de composición félsica [a] se superponen a la meseta, el más alto de los cuales es el Monte Edziza con una elevación de 2786 metros (9140 pies). La meseta se subdivide en tres mesetas más pequeñas; De norte a sur se encuentran las mesetas de Big Raven , Kitsu y Arctic Lake . [8]

El MEVC es uno de los complejos volcánicos más grandes de América del Norte, con una superficie de unos 1.000 kilómetros cuadrados (390 millas cuadradas) y unos 665 kilómetros cúbicos (160 millas cúbicas) de material volcánico. [15] [16] Después de Level Mountain , el MEVC es el mayor centro eruptivo de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte , que se extiende desde el noroeste de la Columbia Británica hacia el norte a través de Yukón hasta el extremo oriental de Alaska . [17] Esta provincia volcánica es la zona volcánicamente más activa de Canadá, habiendo sufrido al menos tres erupciones en los últimos 500 años. [18] El vulcanismo de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte comenzó hace 20 millones de años, como resultado del rifting de la Cordillera de América del Norte impulsado por cambios en el movimiento relativo de las placas tectónicas de América del Norte y el Pacífico . [19]

Tasa y composición de la erupción

Un mapa amarillo y verde con líneas de contorno que representan un entorno montañoso.
Mapa topográfico del MEVC con el Parque Provincial del Monte Edziza en verde

La tasa de erupción del MEVC ha variado a lo largo de su larga historia volcánica. Cuando el complejo volcánico comenzó a hacer erupción hace al menos 7,4 millones de años, aumentó la tasa de magmatismo en la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte de 100.000 a 300.000 metros cúbicos (3.500.000 a 10.600.000 pies cúbicos) por año. [4] [15] Parece que siguió un período de inactividad en el MEVC y en otras partes de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte entre aproximadamente 4 y 3 millones de años atrás. [15] Desde entonces, el magmatismo de la Provincia Volcánica de la Cordillera del Norte se ha recuperado a una tasa relativamente constante de 100.000 metros cúbicos (3.500.000 pies cúbicos) por año, significativamente menos que la estimada para el Arco Volcánico de las Cascadas del oeste de América del Norte. [20] El MEVC ha experimentado una erupción aproximadamente cada 379 años a lo largo de la época actual del Holoceno, basándose en el número de erupciones Holocénicas demostrables en los últimos 11.000 años, de las cuales hay al menos 29. Esto hace que el MEVC sea el centro eruptivo más activo en Canadá durante todo el Holoceno; sus erupciones relativamente frecuentes también lo convierten en uno de los complejos volcánicos más peligrosos de Canadá. [21]

Las rocas más voluminosas producidas por el vulcanismo del MEVC son basaltos alcalinos máficos [b] y hawaiitas que representan alrededor del 60% del volumen eruptivo total. [22] Las rocas peralcalinas félsicas [c] como traquita , comendita y pantellerita también fueron producidas por el vulcanismo del MEVC y representan alrededor del 40% del volumen eruptivo total, resultante de la cristalización fraccionada prolongada [d] de magma basáltico derivado del manto en cámaras de magma . [7] [22] El vulcanismo peralcalino con química, mineralogía y composición isotópica similares también ha ocurrido en la Cordillera Arcoíris en el centro de Columbia Británica, así como en el Triángulo de Afar en África Oriental y en la Gran Cuenca del oeste de América del Norte. [24] Las rocas volcánicas de composición intermedia como benmoreíta , traquibasalto , mugearita y tristanita se produjeron en volúmenes relativamente pequeños; Fueron el resultado de magma basáltico alcalino que se acumuló en grandes cámaras de magma subterráneas en un lapso de tiempo más corto. [7] La ​​química y la petrografía de las rocas MEVC son indicativas de vulcanismo bimodal , un fenómeno asociado con el rifting continental. [25]

Ciclos magmáticos

El vulcanismo del MEVC ha tenido lugar durante cinco ciclos de actividad magmática en los últimos 8 millones de años, cada uno de los cuales comenzó con la efusión de basalto alcalino y culminó con la erupción de magma félsico. [6] [7] Cada ciclo fue menos productivo que el anterior, el primer ciclo magmático depositó alrededor de 290 kilómetros cúbicos (70 millas cúbicas) de material volcánico. Las erupciones durante el segundo y tercer ciclo magmático depositaron alrededor de 255 kilómetros cúbicos (61 millas cúbicas) y 97 kilómetros cúbicos (23 millas cúbicas) de material volcánico, respectivamente. [6] El vulcanismo durante el cuarto ciclo magmático depositó aproximadamente 15 kilómetros cúbicos (3,6 millas cúbicas) de material volcánico, mientras que el quinto ciclo ha producido un volumen insignificante de material volcánico. [6] [24] El cuarto y quinto ciclos magmáticos podrían ser parte de un ciclo más grande que puede estar en curso. [24]

Primer ciclo magmático

El primer ciclo magmático se limitó al Mioceno tardío , hace entre 7,5 y 6 millones de años. Durante este ciclo magmático se produjeron tres periodos eruptivos distintos, cada uno de los cuales produjo diferentes tipos de rocas volcánicas. El primer periodo eruptivo está representado por los flujos de basalto alcalino y hawaiita de la Formación Raspberry . [6] Se apoyan directamente sobre rocas más antiguas del terreno Stikinia y están expuestos a lo largo del escarpe de Mess Creek . [26] La Formación Little Iskut representa el segundo periodo de actividad eruptiva, que consiste principalmente en flujos de traquibasalto y brechas que se superponen a la Formación Raspberry. [27] Las erupciones del periodo Little Iskut siguieron inmediatamente o pueden haber sido coetáneas a las del periodo Raspberry debido a la falta de una superficie de erosión entre las dos formaciones. [4] El tercer periodo eruptivo está representado por basalto alcalino, comendita y traquita de la Formación Armadillo , que se superpone a la Formación Little Iskut. [27]

Periodo eruptivo de la frambuesa

Diagrama que muestra la ubicación de afloramientos rocosos, lagos prehistóricos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico de la Formación Raspberry al final del período eruptivo de Raspberry

El período eruptivo de Raspberry hace 7,4 millones de años comenzó con la efusión de flujos de lava basáltica en una superficie de erosión cerca del Paso Raspberry . [28] [29] Más de 83 kilómetros cúbicos (20 millas cúbicas) de flujos de lava fueron extruidos en rápida sucesión, formando un volcán en escudo del Mioceno tardío. [30] Alcanzaron un espesor máximo de más de 300 metros (980 pies) cerca de su fuente a solo unos pocos metros de espesor en su terminal. [31] La interrupción del sistema de drenaje local por flujos de lava originados de un grupo de pequeños conos satelitales al sureste del volcán en escudo Raspberry resultó en la formación del llamado Lago Raspberry en el valle superior del río Little Iskut . [32] Al menos 25 flujos de lava fueron extruidos durante el tiempo de Raspberry, cada uno alcanzando espesores de 1 a 30 metros (3,3 a 98,4 pies). [29] Cuando el período eruptivo de Raspberry llegó a su fin, el volcán escudo de Raspberry cubría un área de al menos 775 kilómetros cuadrados (299 millas cuadradas) y alcanzó una elevación de casi 2100 metros (6900 pies). [31] El vulcanismo durante el período de Raspberry no tuvo largos períodos de inactividad como lo sugiere la falta de capas fluviales entre los flujos de lava individuales de Raspberry. [29]

Las erupciones de Raspberry depositaron alrededor de 119 kilómetros cúbicos (29 millas cúbicas) de material volcánico, lo que convierte a la Formación Raspberry en la segunda formación geológica más voluminosa del primer ciclo magmático. [1] [6] Después de que cesó el período eruptivo de Raspberry, el lago Raspberry ya había comenzado a erosionar una muesca a lo largo del borde oriental de la presa de lava . [33] El volcán en escudo Raspberry y los conos satelitales asociados y los lechos de ceniza también habían comenzado a erosionarse, pero los valles y las tierras bajas permanecieron llenos de gruesos montones de flujos de lava basáltica que luego fueron cubiertos por los volcanes mucho más jóvenes Mount Edziza y Spectrum Range . [34] Además de formar la base de la escarpa de Mess Creek, el basalto Raspberry también está expuesto a lo largo de las bases de las crestas Artifact y Obsidian , así como al sur y sureste del Mount Edziza. [35]

La datación por potasio-argón de rocas volcánicas producidas durante este período eruptivo ha producido una amplia variedad de edades. Esto incluye 11,4 ± 1,5 millones de años, 8,4 ± 0,4 millones de años y 6,4 ± 0,3 millones de años para la hawaiita Raspberry y 6,1 ± 0,4 millones de años y 5,5 ± 0,1 millones de años para el basalto alcalino Raspberry, el primero de los cuales es anómalamente antiguo y tiene el mayor error. [29] [36] Los contenidos atmosféricos relativamente grandes y la alteración generalizada de carbonatos en las rocas Raspberry son probablemente la causa de la gran dispersión de edades. [29] Una edad mínima para la cronología del vulcanismo Raspberry es de 7,4 a 6,2 millones de años. [4]

Periodo eruptivo del Pequeño Iskut

Diagrama que muestra la ubicación de afloramientos rocosos, lagos prehistóricos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico de la Formación Little Iskut al final del período eruptivo de Little Iskut

El período eruptivo de Little Iskut hace 7,2 millones de años comenzó bajo las aguas del lago Raspberry al sur del actual Raspberry Pass. [4] [37] Las interacciones entre el agua del lago y el magma en erupción dieron como resultado varias explosiones freáticas violentas , las explosiones más grandes depositando cenizas y partículas granulares sobre gran parte del lecho del lago. [33] Las explosiones freáticas fueron seguidas por la erupción de flujos de traquibasalto que comenzaron a formar un domo de lava en el lecho del lago Raspberry; este domo de lava eventualmente creció por encima del nivel del lago a partir de erupciones volcánicas continuas para formar una pequeña isla volcánica . [38] El vulcanismo renovado luego transformó esta pequeña isla en un amplio volcán en escudo que se superpuso con la costa norte del lago Raspberry. [39] En ese momento, gran parte del lago original había sido desplazado con fragmentos de roca destrozados formados por el enfriamiento y fracturamiento de la lava por choque térmico . [4] [38] Las erupciones posteriores del volcán escudo Little Iskut produjeron flujos de lava espesos, irregulares y con uniones aleatorias que se extendieron por sus suaves flancos este, sur y oeste. [4] [40] La lava que fluyó por los flancos este y sur entró en los restos cada vez más pequeños del lago Raspberry, mientras que la lava que se desplazó por el flanco occidental se fusionó con el antiguo volcán escudo Raspberry. [40]

Las erupciones de Little Iskut fueron mucho menos voluminosas que las del período eruptivo Raspberry, depositando solo 14,6 kilómetros cúbicos (3,5 millas cúbicas) de material volcánico; esto hace que la Formación Little Iskut sea la formación geológica menos voluminosa del primer ciclo magmático. [1] [6] Los restos erosivos de los flujos de traquibasalto del período eruptivo Little Iskut están expuestos en un área de 10 kilómetros de ancho (6,2 millas) al noreste de Spectrum Range, donde comprenden partes de Artifact Ridge y Obsidian Ridge. [35] [41] Estos flujos varían en espesor desde aproximadamente 300 metros (980 pies) cerca del centro de Artifact Ridge hasta 90 metros (300 pies) alrededor del perímetro, lo que sugiere que su fuente estaba ubicada cerca de Artifact Ridge. Esto está respaldado por la existencia de diques [e] a lo largo del lado norte del valle de Artifact Creek que pueden haber sido alimentadores para los flujos de traquibasalto suprayacentes. [41] Se ha obtenido una única fecha de potasio-argón de 7,2 ± 0,3 millones de años a partir del traquibasalto de Little Iskut. [43]

Periodo eruptivo del armadillo

El siguiente período eruptivo, el período Armadillo, ocurrió entre 7 y 6 millones de años atrás. [6] [8] Comenzó con actividad explosiva de un respiradero en Cartoona Ridge que produjo flujos de ceniza de 10 kilómetros de largo (6,2 millas) y un depósito de piedra pómez que cae por el aire y cubre un área de varios cientos de kilómetros cuadrados. [44] Esto fue seguido por la efusión de lava viscosa de traquita y riolita que se amontonó alrededor del área del respiradero para producir domos superpuestos de lados empinados. A medida que los domos de lava continuaron creciendo, sus pendientes se volvieron demasiado empinadas, lo que obligó a la lava a alejarse más del área del respiradero. [45] Finalmente, montículos bulbosos de traquita y riolita cubrieron gran parte de las tierras altas del sureste del MEVC; estos domos se erosionaron posteriormente para formar depósitos clásticos. [45] [46]

Diagrama que muestra la ubicación de los afloramientos rocosos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico que muestra la extensión máxima inferida de la Formación Armadillo al final del tiempo Armadillo

La rápida evacuación de una cámara de magma poco profunda a casi 8 kilómetros (5,0 millas) al sur de Cartoona Ridge resultó en la formación de la caldera de 3 kilómetros (1,9 millas) de ancho (1,9 millas) de Armadillo Peak . [8] [47] Las fracturas en el techo de la cámara de magma proporcionaron pasadizos para que el magma de traquita alcanzara el piso de la caldera que se hundía, lo que resultó en la formación de lagos de lava dentro de la depresión recién formada . Volúmenes más grandes de lava eventualmente se derramaron sobre el borde de la caldera para producir una secuencia de flujos de traquita y riolita de casi 13 kilómetros (8,1 millas) de largo y 460 metros (1510 pies) de espesor que se extiende hacia el oeste. [45] Un remanente de 180 metros (590 pies) de espesor de flujos de traquita que se acumularon dentro de la caldera forma la cumbre de 2194 metros (7198 pies) de altura (7198 pies) de Armadillo Peak que se encuentra dentro de su límite sur. [8] [48] La erosión en el centro de la caldera ha dejado expuestas varias intrusiones de granito que se presentan en forma de umbrales , diques y masas subvolcánicas irregulares. [46]

Varios otros centros volcánicos estuvieron activos durante el período eruptivo de Armadillo. [45] Tadeda Peak y el Centro IGC , ambos respiraderos satelitales de la caldera de Armadillo Peak, produjeron traquita y riolita. [49] Los flujos de basalto alcalino, hawaiita y traquibasalto estallaron desde el volcán Sezill y el volcán escudo Little Iskut, muchos de los cuales están expuestos a lo largo de la escarpa de Mess Creek. [50] Las secciones más gruesas de los flujos de basalto de Armadillo están expuestas en el cañón de Sezill Creek , el cañón de Kadeya Creek y cerca del extremo suroeste de Raspberry Pass, donde alcanzan espesores de hasta 180 metros (590 pies). [51] Los flujos individuales de basalto alcalino son delgados y voluminosos, lo que sugiere que eran muy fluidos en el momento de su erupción. [46]

Las erupciones de Armadillo depositaron 159 kilómetros cúbicos (38 millas cúbicas) de material volcánico, lo que convierte a la Formación Armadillo en la formación geológica más voluminosa del primer ciclo magmático. [1] [6] Se ha obtenido una fecha de potasio-argón anómalamente antigua de 10,2 ± 1,4 millones de años a partir de la comendita de Armadillo. [52] Las fechas de potasio-argón más en línea con la estratigrafía volcánica incluyen 6,9 ± 0,3 millones de años y 6,1 ± 0,1 millones de años a partir de flujos de ceniza comenditica, 6,9 ± 0,3 millones de años a partir de vidrio comenditico y 6,5 ± 0,2 millones de años, 6,3 ± 0,5 millones de años, 6,2 ± 0,1 millones de años y 6,1 ± 0,2 millones de años a partir de hawaiita. [36]

Segundo ciclo magmático

El segundo ciclo magmático tuvo lugar entre 6 y 1 millón de años atrás durante el Plioceno y el Pleistoceno Inferior . Al igual que el primer ciclo magmático, se subdivide en tres períodos eruptivos distintos. El primer período eruptivo está representado por flujos de basalto alcalino y hawaiíta de la Formación Nido . [6] Están expuestos a lo largo del escarpe de Mess Creek y parecen haberse originado a partir de varios centros eruptivos separados a lo largo del margen oriental del MEVC. [53] La Formación Spectrum representa el segundo período de actividad eruptiva; está casi completamente sustentada por la Formación Nido y consiste principalmente en traquita y riolita. [54] El tercer período eruptivo está representado por traquita, comendita y pantellerita de la Formación Pyramid que se superpone a la Formación Nido. [55]

Periodo eruptivo del Nido

El período eruptivo de Nido fue un largo episodio de actividad volcánica entre hace 6 y 4 millones de años que involucró la efusión de flujos de lava basáltica altamente móviles y fluidos desde múltiples centros eruptivos ampliamente espaciados; estos centros eruptivos incluyeron al menos seis volcanes importantes y muchos más conos volcánicos más pequeños . [56] Los flujos de lava son mineralógicamente y geomorfológicamente similares a los de la Formación Raspberry, habiendo enterrado gravas de retraso y viajado hacia valles donde interrumpieron el sistema de drenaje para formar lagos represados ​​de lava . [46] [57] El vulcanismo del período eruptivo de Nido se limitó a los extremos norte y sur del MEVC, de modo que los flujos de lava formaron dos campos de lava separados, uno en cada extremo del complejo volcánico. El campo de lava del norte está representado por el Miembro Tenchen, mientras que el campo de lava del sur está representado por el Miembro Kounugu; están separados por las Tierras Altas de Armadillo que actuaron como una barrera topográfica en el momento de su erupción. La actividad volcánica en ambos campos de lava ocurrió más o menos simultáneamente como lo demuestra la existencia de clastos de Armadillo en depósitos glaciares que fueron superados por flujos de lava en cada campo. [53] En 1984, el vulcanólogo canadiense Jack Souther describió los flujos de lava de este período de actividad como los restos de volcanes escudo compuestos. [46]

Diagrama que muestra la ubicación de afloramientos rocosos, lagos prehistóricos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico de la Formación Nido al final del período Nido

Tres volcanes importantes del Miembro Tenchen estuvieron activos durante el período eruptivo de Nido, todos los cuales desde entonces han quedado reducidos a restos erosionados. [53] El Pico Alfa fue el más antiguo de ellos; emitió flujos de lava tanto de respiraderos satelitales como centrales que desviaron y bloquearon arroyos locales para formar lagos represados ​​por lava. El segundo volcán más antiguo, el Pico Beta, se formó a 12 kilómetros (7,5 millas) al sur del Pico Alfa. Se elevó al menos 365 metros (1200 pies) sobre el paisaje circundante y produjo flujos de lava que viajaron al menos 13 kilómetros (8,1 millas) hacia el norte. [58] Los restos de basalto del Pico Alfa y del Pico Beta están expuestos al sur y al este del Monte Edziza. [35] El Pico Gamma, el más joven de los tres volcanes principales, se formó al sur del Pico Beta en los flancos occidentales de Cartoona Ridge. Los flujos de lava del Pico Gamma enterraron abanicos aluviales de suave pendiente en los flancos norte y oeste de Armadillo Highlands. [58] Un resto erosionado de este volcán forma un pináculo rocoso prominente justo al sureste del Cráter Coffee llamado Pico Cartoona ; Kaia Bluff al norte del Pico Cartoona también es un remanente del Pico Gamma. [35] [59] [60]

El Miembro Kounugu contiene los restos erosionados de al menos cuatro volcanes que estuvieron activos durante el tiempo de Nido. [61] Swarm Peak, el más antiguo de los cuatro volcanes, emitió flujos de lava que viajaron por los flancos oeste y sur del volcán escudo Little Iskut. Vanished Peak más al sur se formó durante una erupción importante que involucró fuentes de lava ; la mayor parte de la lava de esta erupción fluyó hacia el norte y el oeste. [62] Lost Peak consiste en eyecciones volcánicas que se depositaron en entornos subaéreos y subacuáticos; el material subacuático se depositó en un lago que puede haberse formado entre el volcán en erupción y un lóbulo de hielo glacial. [63] Exile Hill se formó en el borde más al suroeste del MEVC, la mayor parte del cual fue engullido por lava más joven que había fluido hacia el norte y el oeste. [35] [62] El basalto de los cuatro volcanes está expuesto alrededor del perímetro de la cordillera Spectrum más joven. [35]

Las erupciones de Nido depositaron 127 kilómetros cúbicos (30 millas cúbicas) de material volcánico, lo que convierte a la Formación Nido en la formación geológica más voluminosa del segundo ciclo magmático. [1] [6] La datación por potasio-argón del basalto alcalino de Nido ha arrojado edades de 7,8 ± 0,3 millones de años, 5,5 ± 1,6 millones de años, 4,5 ± 0,3 millones de años y 4,4 ± 0,5 millones de años. [36] La primera edad proviene del basalto basal del Miembro Kounugu que recubre las rocas del basamento y, si es correcta, implica que las erupciones de Nido pueden haberse iniciado durante el período eruptivo de Raspberry. [46] [64]

Periodo eruptivo del espectro

El siguiente período eruptivo, el período Spectrum, ocurrió entre 4 y 2 millones de años atrás. [6] Una erupción inicial relativamente pequeña de piedra pómez y ceniza fue seguida por la efusión de flujos masivos de riolita, cada uno de hasta 150 metros (490 pies) de espesor y 13 kilómetros (8,1 millas) de largo. [65] Estos flujos de riolita se acumularon en rápida sucesión para formar el amplio Spectrum Dome que alcanzó un espesor de al menos 750 metros (2460 pies) y un ancho de más de 25 kilómetros (16 millas). [66] Las erupciones predominantemente riolíticas fueron seguidas por la efusión de lava traquita a medida que se explotaban partes más profundas de la cámara de magma subyacente. [67] La ​​formación del Spectrum Dome fue seguida por la evacuación de la cámara de magma, lo que resultó en la creación de una caldera de 4,5 kilómetros (2,8 millas) de ancho que finalmente fue sepultada por la lava de erupciones posteriores. [8] [68]

Diagrama que muestra la ubicación de los afloramientos rocosos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico de la Formación Spectrum al final del período eruptivo del Spectrum

El pico Yeda , un pináculo de 2240 metros de altura (7350 pies) en el medio de la cordillera Spectrum, fue el sitio de una erupción explosiva a finales del tiempo Spectrum que resultó en la formación de un cráter . [3] [69] Parte de la eyección se acumuló alrededor del respiradero para formar un cono volcánico bajo, mientras que las fases más volátiles y ricas en piedra pómez de la erupción enviaron flujos de ceniza por las laderas del domo Spectrum. [67] El vulcanismo renovado en Exile Hill, a 8 kilómetros (5,0 millas) al oeste, produjo una erupción similar pero mucho más pequeña que creó un tubo de brecha de aproximadamente 200 metros de ancho (660 pies) . [ 70] El vulcanismo de etapa tardía del período eruptivo Spectrum también depositó flujos de basalto alcalino del miembro Kitsu que probablemente surgieron de múltiples centros eruptivos en la cumbre del domo que desde entonces han sido eliminados por la erosión. [71] Estos flujos de lava viajaron sobre una capa de grava polimíctica que recubre rocas volcánicas más antiguas producidas durante el tiempo de Spectrum. [46]

Las erupciones Spectrum depositaron 119 kilómetros cúbicos (29 millas cúbicas) de material volcánico, lo que convierte a la Formación Spectrum en la segunda formación geológica más voluminosa del segundo ciclo magmático. [1] [6] Más del 90% de este material volcánico se expulsó como lava, mientras que menos del 10% se expulsó como piedra pómez y flujos piroclásticos ; la traquita, la pantellerita y la comendita son las principales rocas que componen este material volcánico. Se ha obtenido una fecha de potasio-argón anómalamente antigua de 5,9 ± 1,1 millones de años del basalto alcalino del Miembro Kitsu. [46] Las fechas de potasio-argón más en línea con la estratigrafía volcánica incluyen 3,1 ± 0,1 millones de años y 3,0 ± 0,1 millones de años de la comendita y 3,4 ± 0,1 millones de años y 2,9 ± 0,1 millones de años del vidrio comenditico. [36] [46]

El otrora continuo Spectrum Dome se erosionó sustancialmente para formar los picos y crestas actuales de la Spectrum Range. La erosión extensa también redujo el tamaño del domo, dejando atrás algunos restos alrededor de sus bordes norte y suroeste. [72] Los flujos de traquita relativamente delgados al noroeste de la Spectrum Range en la meseta de Kitsu son los restos más distales, aunque pueden haberse originado en un respiradero satelital cercano. Los restos erosivos de los flujos de basalto alcalino del Miembro Kitsu cubren las cumbres más altas de la Spectrum Range donde se superponen a la superficie superior sin modificar del domo original. [73] El domo original era más alto en elevación como lo evidencian los gruesos flujos de traquita de suave inclinación que forman la cumbre de 2.430 metros de altura (7.972 pies) del pico Kitsu , el punto más alto de la Spectrum Range. [3] [72]

Periodo eruptivo de la pirámide

El período eruptivo de la Pirámide hace 1,1 millones de años implicó violentas erupciones explosivas de fragmentos de roca, gas y piedra pómez traquita desde un respiradero adyacente al margen noroeste del MEVC; esta explosividad estuvo acompañada de explosiones freáticas y oleadas piroclásticas . [22] [74] Las erupciones posteriores enviaron delgados flujos de basalto al valle de una corriente glacial que fluía hacia el norte , donde formaron un pequeño lago represado por lava. [75] Este corto período de vulcanismo basáltico fue seguido por la extrusión de flujos félsicos y domos que formaron La Pirámide , un montículo con forma de pirámide en el flanco noreste del Monte Edziza. [22] [75] [76]

Diagrama que muestra un volcán bajo en forma de cúpula a la izquierda, un lago en el medio y dos volcanes en forma de cono a la derecha.
Sección transversal que muestra la extensión máxima de la Formación Pirámide al final del tiempo de la Pirámide.

El vulcanismo renovado durante este período eruptivo produjo lava viscosa de riolita y eyecciones volcánicas del Domo de la Esfinge , que puede haberse formado de manera subglacial. [22] [77] Parte de las eyecciones se depositaron en un lago que se había formado entre el domo en crecimiento y un campo de hielo a lo largo de su margen sur, lo que resultó en la formación de un depósito volcaniclástico [f] distribuido uniformemente en el lecho del lago. El Domo de la Esfinge alcanzó una altura de 800 metros (2600 pies) y una longitud de 5 kilómetros (3,1 millas) cuando cesó la actividad. [78]

Un tercer pulso de vulcanismo construyó el Pharaoh Dome justo al sur del lago que se encharcó durante la actividad del Sphinx Dome. [78] Las erupciones fueron al principio subglaciales , lo que llevó a una serie de explosiones de vapor freático y al enfriamiento de la lava de riolita por el agua de deshielo. El Pharaoh Dome finalmente se construyó por encima del nivel del hielo circundante a medida que los flujos de riolita continuaron agrandando el domo. [22] [78] Cuando cesó la actividad, el Pharaoh Dome se había elevado por encima de la superficie de un gran campo de hielo como un nunatak ; posteriormente quedó enterrado bajo el hielo glacial. [78]

Las erupciones de la Formación Pirámide fueron mucho menos voluminosas que las de los períodos eruptivos Nido y Spectrum, depositando solo 11,4 kilómetros cúbicos (2,7 millas cúbicas) de material volcánico; esto hace que la Formación Pirámide sea la formación geológica menos voluminosa del segundo ciclo magmático. [1] [6] La datación de potasio-argón del vidrio comenditico producido durante el período eruptivo de la Formación Pirámide ha arrojado edades de 1,2 ± 0,4 millones de años y 1,20 ± 0,03 millones de años. [79] La traquita producida durante este período eruptivo ha arrojado fechas de potasio-argón de 0,94 ± 0,12 millones de años y 0,94 ± 0,05 millones de años. [80]

Tercer ciclo magmático

El tercer ciclo magmático ocurrió entre aproximadamente 1 y 0,8 millones de años atrás durante el Pleistoceno . [24] Se caracterizó por tres períodos eruptivos distintos, cada uno representado por una formación geológica. [6] [22] El primer período eruptivo creó la Formación Ice Peak que se superpone a las formaciones Armadillo, Nido y Pyramid. [81] Una amplia variedad de rocas volcánicas comprenden la Formación Ice Peak, incluyendo basalto alcalino, hawaiita, traquibasalto, tristanita, mugearita, benmoreita y traquita. [82] El segundo período eruptivo resultó en la creación de la Formación Pillow Ridge que consiste principalmente en basalto alcalino. [6] Esta formación geológica está confinada a Pillow Ridge y Tsekone Ridge en el extremo norte del MEVC. [22] [83] El tercer período eruptivo produjo la Formación Edziza que consiste principalmente en traquita que se superpone a la Formación Ice Peak. [84]

Período eruptivo del Pico de Hielo

El período eruptivo de Ice Peak comenzó en un momento en que el MEVC estaba cubierto por una capa de hielo regional . El vulcanismo comenzó inicialmente en el flanco sur de Sphinx Dome, donde el material piroclástico se mezcló con agua de deshielo del hielo residual para producir flujos de escombros y lahares altamente móviles . Los flujos de lava avanzaron a través de la superficie glaciada a medida que las erupciones sucesivas construyeron Ice Peak , lo que resultó en la formación de estrechos lagos de agua de deshielo que se desplazaron a medida que los flujos de lava continuaron avanzando pendiente abajo. [85] La lava basáltica viajó más pendiente abajo sobre la meseta Big Raven, mientras que la lava traquibasalto, tristanita, mugearita, benmoreíta y traquita más viscosa se acumuló alrededor del área de ventilación para formar la parte superior empinada de Ice Peak. [35] [86] En su clímax, Ice Peak era un estratovolcán simétrico que contenía un pequeño cráter en su cima; su estructura simétrica fue destruida más tarde por la erosión glacial . [87] [88] Un remanente erosivo grabado desde el borde oriental del cráter forma la cumbre actual de 2.500 metros de altura (8.200 pies) de Ice Peak, exponiendo toba estratificada y escombros que se acumularon dentro de un antiguo lago de cráter . [8] [89] La datación de potasio-argón de flujos masivos de traquita en la parte superior de Ice Peak ha arrojado edades de 1,5 ± 0,4 millones de años y 1,5 ± 0,1 millones de años. [90] Estas fechas, que son más antiguas que las del período eruptivo de la Pirámide, pueden deberse al exceso de argón en las rocas de Ice Peak y, por lo tanto, se consideran poco confiables; la edad real se estima en alrededor de 1 millón de años. [91] [92]

Diagrama que muestra la ubicación de los afloramientos rocosos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico de la Formación Ice Peak al final del período eruptivo de Ice Peak

Dos gruesos lóbulos de lava traquítica surgieron de domos satelitales en el flanco occidental de Ice Peak durante este período eruptivo, ambos depositados en la meseta Big Raven. [35] [93] El lóbulo sur, Koosick Bluff , tiene una elevación que va desde los 1.890 a los 2.010 metros (6.200 a 6.590 pies) y está delimitado por acantilados que se elevan entre 60 y 90 metros (200 a 300 pies) hasta una superficie casi plana. Con una longitud de casi 2 kilómetros (1,2 millas) y un ancho de más de 1 kilómetro (0,62 millas), Koosick Bluff es el más grande de los dos lóbulos de lava. [94] El lóbulo norte y más pequeño, Ornostay Bluff , es similar en composición y estructura a Koosick Bluff; tiene una fecha de potasio-argón de 1,5 ± 0,4 millones de años, lo que puede deberse al exceso de argón. [94] [95] Los lados empinados y los espesores inusualmente grandes de estos dos lóbulos de lava se atribuyen a que fueron extruidos a través del hielo glacial. [22]

La actividad volcánica durante el Pico de Hielo creó dos volcanes al oeste de Armadillo Highlands. El volcán del norte, Camp Hill , comenzó a formarse cuando el MEVC todavía estaba parcialmente cubierto por hielo glacial. Las erupciones bajo el hielo glacial formaron un estanque circular de agua de deshielo que extinguió la lava en erupción y causó explosiones freáticas, lo que resultó en escombros fracturados y agitados que se acumularon alrededor del respiradero en erupción para crear un amplio anillo de toba . [85] Esta característica eventualmente creció por encima del nivel del estanque de agua de deshielo para producir fuentes de lava subaéreas que formaron un cono piroclástico de lados relativamente empinados en la parte superior del anillo de toba. [96] Para entonces, el hielo glacial circundante se había retirado, lo que permitió que los flujos de basalto se extendieran sobre la meseta Big Raven. [35] [97] El cono de ceniza del sur, Cache Hill , se formó durante un período de erupciones en el lado occidental de Armadillo Highlands; Los flujos de basalto bloquearon un río que fluía hacia el noroeste en un amplio valle para formar un lago represado por lava. [97] [98] Los flujos de basalto posteriores viajaron hacia el sureste y el noroeste, y los flujos del sureste ingresaron al lago represado por lava para crear lava almohadillada . [97]

Un tapón volcánico circular llamado The Neck se formó al sureste de Ice Peak en el lado norte de Sorcery Ridge durante este período eruptivo. [35] [99] Fue la fuente de más de una erupción de traquita; el magma de estas erupciones se solidificó en el conducto para crear el anillo exterior de traquita de grano fino y el núcleo interno de traquita de grano grueso que compone The Neck. [99] Este tapón volcánico, de aproximadamente 300 metros (980 pies) de diámetro, tiene una datación de potasio-argón de 1,6 ± 0,2 millones de años, lo que puede deberse al exceso de argón. [95] [99]

Las erupciones durante el Pico de Hielo depositaron 76,7 kilómetros cúbicos (18,4 millas cúbicas) de material volcánico, lo que convierte a la Formación Pico de Hielo en la formación geológica más voluminosa del tercer ciclo magmático. [1] [6] Este es el último período eruptivo del MEVC que involucra la erupcion de más de 20 kilómetros cúbicos (4,8 millas cúbicas) de lava. [22] También es el único período eruptivo del MEVC que involucra la erupción de grandes volúmenes de rocas intermedias. [91]

Periodo eruptivo de Pillow Ridge

Diagrama que muestra la ubicación de los afloramientos rocosos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico de la Formación Pillow Ridge al final del período eruptivo de Pillow Ridge

El siguiente período eruptivo, el período Pillow Ridge, ocurrió cuando el MEVC todavía estaba cubierto por una capa de hielo . [22] [100] El vulcanismo subglacial en el extremo norte de la meseta Big Raven inyectó lava basáltica en la base de la capa de hielo donde el basalto fundido se enfrió y luego se hizo añicos por explosiones freáticas. [35] [101] La acumulación de estos escombros fragmentados alrededor del respiradero en erupción creó una pila subglacial de toba , brecha y lava almohadillada dentro de una cavidad de agua de deshielo. La capa de hielo suprayacente se hundió a medida que la pila volcánica y la cavidad de agua de deshielo circundante crecieron, lo que resultó en la formación de un lago de agua de deshielo dentro de una depresión en la superficie de la capa de hielo. Este lago de agua de deshielo fue agitado por explosiones freáticas y probablemente alcanzó una longitud de más de 4 kilómetros (2,5 millas). Las erupciones sucesivas eventualmente construyeron la pila volcánica sobre el nivel del lago para formar una pequeña isla temporal que produjo flujos de lava subaéreos y fuentes de lava. [101] El resultado de este vulcanismo fue la creación de Pillow Ridge en el flanco noroeste del Monte Edziza, llamado así por sus exposiciones de lava almohadillada. [91] [102]

Otro pulso de vulcanismo subglacial durante el período Pillow Ridge creó la cercana Tsekone Ridge. [101] La interacción con el hielo circundante y el agua de deshielo creó lava almohadillada intercalada con brecha de toba que probablemente fue alimentada por una fisura . [103] Aunque esta cresta alargada de norte a sur se formó en un entorno similar al de Pillow Ridge, no hay evidencia de que su erupción fuera lo suficientemente grande como para penetrar la capa de hielo suprayacente. [101] [103] Por lo tanto, se considera que Tsekone Ridge es un montículo subglacial , una forma de relieve glaciovolcánica que se crea cuando un volcán no se construye sobre el agua de deshielo circundante durante una erupción subglacial. [104] [105] El magma basáltico que emitió durante la erupción de Tsekone Ridge puede haber sido un remanente de la serie de erupciones que formaron Pillow Ridge. [101]

Las erupciones durante la época de Pillow Ridge fueron mucho menos voluminosas que las del período eruptivo Ice Peak, depositando solo 2,9 kilómetros cúbicos (0,70 millas cúbicas) de material volcánico; esto hace que la Formación Pillow Ridge sea la formación geológica menos voluminosa del tercer ciclo magmático. [1] [6] La datación por trazos de fisión del basalto alcalino de Pillow Ridge ha arrojado edades de 0,9 ± 0,3 millones de años y 0,8 ± 0,25 millones de años, lo que potencialmente convierte a Pillow Ridge en el ejemplo mejor documentado de dónde la capa de hielo cordillerana alcanzó un punto alto regional durante el Pleistoceno medio. [106] [107]

Periodo eruptivo de Edziza

El período eruptivo de Edziza construyó el estratovolcán simétrico del Monte Edziza después de que la capa de hielo regional se había retirado del MEVC. [22] [108] El crecimiento comenzó en el flanco norte superior del Pico de Hielo con la erupción de flujos de traquita viscosa y domos de lava de lados empinados; la formación del domo fue puntuada por explosiones que limpiaron los respiraderos y expulsaron bloques volcánicos y bombas de lava sobre las laderas del estratovolcán en crecimiento. [108] La formación del estratovolcán fue seguida por el colapso de la cumbre original, creando el cráter de 2 kilómetros (1,2 millas) de diámetro que lo trunca. [8] [109] La causa de este colapso puede haber sido una erupción violenta y climática que depositó partes de la cumbre original en los flancos del volcán. [109] Antes del colapso, la cumbre del Monte Edziza era al menos 610 metros (2000 pies) más alta que su elevación actual de 2786 metros (9140 pies). [109] [110] Parte del borde oriental del cráter fue destruido por una pequeña explosión freática que proporcionó un nuevo pasaje para la ventilación de los gases volcánicos. [109] Los flujos de lava individuales varían de 1 a 5 metros (3,3 a 16,4 pies) a hasta 150 metros (490 pies) de espesor; esta variación en el espesor puede haberse debido a cambios en la viscosidad a medida que los gases volcánicos escapaban del magma en erupción. [22] La traquita que erupcionó durante este período se extiende a caballo entre el límite de la traquita pantellerítica y la traquita comenditica. [111]

Las erupciones de Edziza depositaron 18 kilómetros cúbicos (4,3 millas cúbicas) de material volcánico; esto hace que la Formación Edziza sea la segunda formación geológica más voluminosa del tercer ciclo magmático. [1] [6] La mayor parte de la actividad volcánica durante el tiempo de Edziza ocurrió desde la cumbre del Monte Edziza, pero al menos algunos respiraderos estaban activos en los flancos del volcán. El vulcanismo en el borde sureste del cráter de la cumbre creó Nanook Dome ; la lava de este domo fluyó por los flancos exteriores del estratovolcán y también hacia el cráter de la cumbre para formar lagos de lava. [109] Triangle Dome y Glacier Dome se formaron en los flancos occidental y noreste del Monte Edziza, respectivamente; Triangle Dome puede ser el producto del vulcanismo subglacial. [112] [113] Un flujo de traquita desde Glacier Dome viajó alrededor de la base del antiguo Pyramid Dome hacia la cabecera de Pyramid Creek. [35] [114] La lava de un pequeño cono piroclástico en el flanco noroeste del Monte Edziza casi envolvió la cresta Tsekone y enterró parcialmente la cresta Pillow; esta lava y el cono piroclástico asociado pueden haber sido productos del vulcanismo durante las últimas etapas del período eruptivo de Edziza. [115] La traquita de Edziza de composición comenditica ha arrojado una fecha de potasio-argón de 0,9 ± 0,3 millones de años. [116]

Cuarto ciclo magmático

El cuarto ciclo magmático tuvo lugar entre 0,8 y 0,2 millones de años atrás durante el Pleistoceno. [6] Al igual que los tres ciclos magmáticos anteriores, se caracterizó por tres períodos eruptivos distintos. [6] [22] El primer período eruptivo creó la Formación del Lago Ártico que se encuentra debajo de gran parte de la Meseta del Lago Ártico cerca de la Cordillera Spectrum. [111] [117] Los flujos de basalto alcalino y las rocas piroclásticas relacionadas comprenden la Formación del Lago Ártico. [118] El segundo período eruptivo está representado por la Formación Klastline a lo largo de los valles Kakiddi y Klastline; los flujos de basalto alcalino espesos son las características principales de esta formación geológica. [119] El tercer período eruptivo produjo flujos de traquita espesos y rocas piroclásticas de la Formación Kakiddi que ocupan valles en el flanco oriental del Pico de Hielo. [120]

Periodo eruptivo del lago Ártico

El período eruptivo del Lago Ártico hace 0,71 millones de años creó al menos siete volcanes basálticos en la meseta del Lago Ártico y sus alrededores. [117] La ​​lava que brota en el extremo norte de la meseta del Lago Ártico creó el cono de ceniza de Outcast Hill , que bloqueó los arroyos que fluían hacia el oeste para crear un lago temporal contra su lado oriental. [121] [122] La lava de Outcast Hill fluyó hacia el lago, pero la mayor parte viajó hacia el noroeste hacia el escarpe de Mess Creek. [35] [121] Tadekho Hill , un cono de ceniza a 4 kilómetros (2,5 millas) al sur, se formó sobre un remanente de traquita Spectrum de 180 metros de altura (590 pies). Outcast Hill y Tadekho Hill se formaron cuando la meseta del Lago Ártico estaba relativamente libre de hielo glacial. [123]

Diagrama que muestra el interior de una colina en forma de cono y explica su geología.
Sección transversal de Outcast Hill

La meseta del lago Ártico se cubrió posteriormente de hielo a medida que los glaciares avanzaban desde la vecina cordillera Spectrum. El vulcanismo subglacial en el apogeo de este avance glaciar creó Wetalth Ridge , un montículo subglacial cerca del medio de la meseta. [123] [124] Esto fue seguido por la erupción de otros cuatro volcanes en la meseta del lago Ártico durante las etapas finales de la glaciación . [123] Dos pequeños montículos de lava almohadillada apagada informalmente llamados Knob 1 y Knob 2 se formaron subglacialmente a unos 4 kilómetros (2,5 millas) al sur de Wetalth Ridge. [35] [125] El tercer volcán, Source Hill , es un cono de ceniza que se creó a unos 3 kilómetros (1,9 millas) al noroeste durante una erupción masiva de lava cuando solo la parte central de la meseta del lago Ártico contenía un lóbulo delgado de hielo glacial. [35] [125] [126] El vulcanismo de etapa tardía durante el tiempo del Lago Ártico formó Thaw Hill , un cono de ceniza a unos 7 kilómetros (4,3 millas) al este-sureste de Source Hill en el lado oriental de la meseta del Lago Ártico. [35] [125] [127]

Las erupciones del Lago Ártico fueron mucho menos voluminosas que las del periodo eruptivo de Edziza, depositando solo 2 kilómetros cúbicos (0,48 millas cúbicas) de material volcánico; esto hace que la Formación del Lago Ártico sea la formación geológica menos voluminosa del cuarto ciclo magmático. [1] [6] El basalto alcalino de este periodo eruptivo reposa principalmente sobre rocas mesozoicas y paleozoicas del terreno Stikinia, aunque también se superpone localmente a la riolita de la Formación Spectrum. [35] [111] [128] Casi todo el basalto erupcionó a elevaciones superiores a los 1000 metros (3300 pies), pero al menos un flujo de basalto descendió al valle de Mess Creek. [129] Los flujos de basalto alcalino subaéreos son grandes en extensión superficial y tienen espesores de 2 a 3 metros (6,6 a 9,8 pies). [111] El basalto alcalino de la Formación del Lago Ártico ha producido fechas de potasio-argón de 0,71 ± 0,05 millones de años y 0,45 ± 0,07 millones de años. [129] [130]

Periodo eruptivo de Klastline

El período eruptivo de Klastline hace 0,62 millones de años se caracterizó por pequeñas fuentes de lava y la efusión de flujos masivos de basalto desde al menos tres respiraderos a lo largo del flanco norte del Monte Edziza. [22] [131] Los flujos de basalto viajaron adyacentes al lago Buckley en el lado noroeste de la meseta Big Raven y hacia los valles Klastline y Kakiddi al norte y al este de la meseta. [3] [121] La interacción explosiva entre la lava y el agua de deshielo de un glaciar alpino formó el cono de toba Klastline más arriba en la meseta, mientras que las erupciones en las laderas más bajas de la meseta crearon conos piroclásticos subaéreos. [121] La lava del cono Klastline entró en el valle Kakiddi donde bloqueó el arroyo Kakiddi y luego fluyó hacia el norte a través de barras de grava seca hasta la confluencia con el valle Klastline, represando temporalmente el río Klastline para formar un gran lago poco profundo. [121] La mayor parte de la lava continuó fluyendo hacia el oeste a través del valle de Klastline y llegó al río Stikine . [111] [121]

Fotografía en blanco y negro de un río con acantilados rocosos al fondo.
Flujos de lava sobre sedimentos en la desembocadura del río Tahltan

La lava del período eruptivo Klastline continuó fluyendo 55 kilómetros (34 millas) río abajo a lo largo del río Stikine desde su confluencia con el río Klastline. [132] A medida que la lava avanzaba, enterró sedimentos glaciares y no glaciares a lo largo de los ríos Stikine y Tahltan ; restos aislados de esta lava se conservan a lo largo de las paredes del cañón del río y se subdividen en dos miembros geológicos . [133] El miembro de unión se caracteriza por basalto con juntas en espiral, mientras que el miembro de aldea suprayacente consiste en juntas de basalto columnares regulares . Al menos cinco flujos de lava distintos comprenden el miembro de aldea que, en conjunto, alcanzan un espesor máximo de 100 metros (330 pies) y tienen una textura vesicular . [132] La lava de Klastline a lo largo del río Stikine había viajado unos 83 kilómetros (52 millas) desde el MEVC. [134]

El período eruptivo de Klastline depositó 5,4 kilómetros cúbicos (1,3 millas cúbicas) de material volcánico, lo que convierte a la Formación Klastline en la segunda formación geológica más voluminosa del cuarto ciclo magmático. [1] [6] La datación por potasio-argón del basalto alcalino de Klastline ha arrojado edades de 0,62 ± 0,04 millones de años y 0,33 ± 0,03 millones de años. [130] [135] La primera fecha es de un remanente de flujo de lava en el valle de Klastline, mientras que la segunda fecha es de un flujo de basalto de Village Member en el río Tahltan. [111] [135] La datación por argón-argón del basalto de Village Member a unos 2 kilómetros (1,2 millas) río abajo de la desembocadura del río Tahltan en la orilla este del río Stikine ha arrojado una edad de 0,30 ± 0,10 millones de años. [136]

Periodo eruptivo de Kakiddi

El período eruptivo de Kakiddi, hace 0,3 millones de años, implicó la erupción de un flujo masivo de traquita que alcanza casi 1 kilómetro (0,62 millas) de ancho y 60-90 metros (200-300 pies) de espesor. [22] [137] Avanzó 7 kilómetros (4,3 millas) por el flanco oriental del MEVC hasta el valle de Kakiddi, donde se extendió en un lóbulo terminal de más de 20 kilómetros cuadrados (7,7 millas cuadradas) cerca de los lagos Kakiddi y Nuttlude . [111] [138] La fuente de este flujo de lava sigue siendo desconocida, pero puede haberse originado en Ice Peak y posiblemente en Nanook Dome en la cima del monte Edziza. [138] Otra fuente posible es The Neck, que se encuentra en el extremo occidental de la extensión máxima inferida de este flujo de lava. [139] Sin embargo, esta posibilidad no se puede confirmar hasta que se proporcionen datos adicionales relacionados con la edad de The Neck. [140]

Diagrama que muestra la ubicación de los afloramientos rocosos y la extensión máxima inferida de una formación geológica.
Mapa paleogeológico de la Formación Kakiddi al final de la época Kakiddi

Una pequeña cantidad de tristanita y un flujo de traquita relativamente pequeño pero espeso surgieron de un respiradero en el flanco occidental del Pico de Hielo, donde avanzaron hacia la Meseta Big Raven. [35] [111] [141] La brecha y las salpicaduras se aglutinaron alrededor del área del respiradero para crear Punch Cone, una cresta empinada de aproximadamente 1 kilómetro de largo (0,62 millas) que se proyecta a través de la capa de hielo del Monte Edziza . [35] [140] Las rocas piroclásticas que estallaron durante el tiempo de Kakiddi están expuestas en el flanco oriental del Monte Edziza, donde toman la forma de escoria y brecha de explosión en bloques. [111]

Las erupciones de Kakiddi depositaron 8,3 kilómetros cúbicos (2,0 millas cúbicas) de material volcánico; esto hace que la Formación Kakiddi sea la formación geológica más voluminosa del cuarto ciclo magmático. [1] [6] La datación de potasio-argón ha arrojado edades de 0,31 ± 0,07 millones de años para la mugearita de Kakiddi y 0,30 ± 0,02 millones de años, 0,29 ± 0,02 millones de años y 0,28 ± 0,02 millones de años para la traquita de Kakiddi, lo que sugiere que las erupciones de Kakiddi pueden haber sido coetáneas con las del período Klastline. [80] [132] La traquita de Kakiddi probablemente erupcionó de manera más fluida que la traquita del período eruptivo de Edziza, pero su composición mineralógica es, sin embargo, similar a la traquita de Edziza. [111] El período eruptivo de Kakiddi fue de corta duración, como lo sugiere el pequeño error y la agrupación cercana de las fechas de potasio-argón. [142]

Quinto ciclo magmático

Diagrama que muestra la ubicación de los volcanes y campos de lava de una formación geológica.
Mapa geológico de la Formación Big Raven

El quinto ciclo magmático, que todavía puede estar en curso, comenzó hace al menos 20.000 años con el inicio del período eruptivo Big Raven. [6] [22] Estuvo marcado por la erupción de volcanes subglaciales, conos de ceniza y flujos de lava a lo largo de toda la longitud del MEVC, así como una única erupción de piedra pómez del flanco suroeste de Ice Peak. [143] La mayoría de las erupciones de Big Raven tuvieron lugar en el flanco occidental de Ice Peak y en el flanco norte de Mount Edziza, donde los flujos de lava de varios respiraderos se acumularon para formar los campos de lava Desolation y Snowshoe . [144] La actividad volcánica en los dos campos de lava probablemente se superpuso en el tiempo y muestra características superficiales similares. [145] Se desconoce el momento exacto del vulcanismo de Big Raven, pero puede haberse iniciado durante el Último Máximo Glacial entre 23.000 y 18.000 años atrás. [146] [147] Las erupciones del Big Raven han depositado al menos 1,7 kilómetros cúbicos (0,41 millas cúbicas) de material volcánico. [1]

Las rocas del período eruptivo Big Raven comprenden la Formación Big Raven que consiste principalmente en basaltos alcalinos y hawaitas, pero también contiene un pequeño volumen de traquita comenditica asignada al Miembro Sheep Track . [148] Más de 29 erupciones tuvieron lugar durante este período eruptivo, la mayoría de las cuales resultaron en la creación de conos de ceniza. [21] [144] Estos conos son de edad Holoceno y ocurren en el Monte Edziza, en los campos de lava Snowshoe y Desolation y adyacentes a la Cordillera Spectrum. [110] [144] Las erupciones durante el tiempo de Big Raven continuaron durante los últimos 2000 años, pero se desconoce la edad precisa de la última. [110] [149] Las erupciones Holocenas del MEVC se han caracterizado principalmente por la efusión de flujos de lava basáltica, pero también ha ocurrido al menos una erupción explosiva. [150]

El vulcanismo durante el quinto ciclo magmático puede haber depositado las tefras de Finlay . [151] Se trata de dos capas de tefra de 5 a 10 milímetros de espesor (0,20 a 0,39 pulgadas) de composición fonolítica a traquítica en las áreas del lago Dease y el río Finlay del norte de Columbia Británica. [152] La datación por radiocarbono de los macrofósiles de plantas terrestres que se encuentran directamente sobre la capa de tefra más joven sugiere una edad del Holoceno temprano para este material volcánico. [153] Los depósitos volcánicos MEVC del Pleistoceno tardío y Holoceno temprano son en gran parte de composición basáltica, pero sus edades exactas y composiciones químicas no se conocen bien. [13] Por lo tanto, se ha sugerido al MEVC como una fuente potencial para estas dos capas de tefra junto con Hoodoo Mountain , Heart Peaks y Level Mountain. [154]

Campo de lava con raquetas de nieve

Uno de los primeros volcanes en entrar en erupción durante el periodo eruptivo de Big Raven fue el Cono Tennena , que se formó en lo alto del flanco occidental de Ice Peak. [155] Emitió magma basáltico bajo una capa de hielo durante el Último Máximo Glacial, bajo una expansión de la capa de hielo del Monte Edziza durante el Dryas Reciente entre 12.900 y 11.600 años atrás o durante un avance glacial más reciente. [155] [156] [157] A medida que el basalto fundido se acumulaba alrededor del respiradero en erupción, el hielo suprayacente lo apagaba para formar la pila de brechas de almohadas y brechas de toba de lados empinados y forma de pirámide que compone el Cono Tennena. [35] [155] Un canal de agua de deshielo descongelado desde la base del cono proporcionó el camino para un fino flujo de lava. [155] Cuando el flujo de lava alcanzó el borde occidental del hielo, provocó una interacción violenta con el agua de deshielo que se extendió a la meseta de Big Raven. [35] [155] Dos volcanes sin nombre también en el campo de lava Snowshoe se formaron subglacialmente al sur del cono Tennena. [144]

Después de que el hielo se retiró de las elevaciones inferiores, el vulcanismo renovado en el campo de lava Snowshoe construyó el cráter Cocoa , el cráter Coffee, el cono Keda y otros conos de ceniza subaéreos mediante fuentes de lava. Su construcción estuvo acompañada por la erupción de flujos de lava muy grandes que viajaron hacia el oeste hasta los valles de Sezill Creek y Taweh Creek en el extremo suroeste de la meseta Big Raven. [35] [145] Una erupción de fisura de The Saucer al sur del glaciar Tencho emitió flujos de lava que viajaron hacia el oeste hasta Taweh Creek y hacia el este hasta Shaman Creek ; esta fue una de las erupciones más recientes en el campo de lava Snowshoe. [145]

Meseta de los lagos árticos y centros de la vertiente oriental

Un cono volcánico de color oscuro con un cráter en la cima que se eleva sobre una meseta rocosa escasamente cubierta de nieve.
Cono Nahta desde el este

Al menos tres centros eruptivos estuvieron activos en el flanco oriental profundamente erosionado del Monte Edziza durante el tiempo de Big Raven. [144] Cinder Cliff en la bifurcación norte del valle de Tenchen Creek se formó cuando una erupción de magma basáltico se estancó contra una presa de hielo y envolvió escombros como morrena y talud . [155] Los otros dos centros eruptivos, Icefall Cone y Ridge Cone , consisten en bombas y aglutinados ; han sido glaciados y están poco expuestos. [35] [158] Ambos conos produjeron flujos de lava, pero también están poco expuestos, habiendo sido enterrados casi por completo bajo hielo glaciar y escombros. [158] Un flujo de lava de más de 10 kilómetros de largo (6,2 millas) que ocupa un valle estrecho en forma de cuña en la ladera oriental del Monte Edziza puede haberse originado en Icefall Cone, Ridge Cone o un respiradero no descubierto dentro del valle. Su término se encuentra entre los lagos Kakiddi y Nuttlude, donde está bien expuesto durante 2 kilómetros (1,2 millas). [35] [158]

Dos centros Big Raven se formaron en el extremo sur del MEVC. [159] El centro eruptivo más al sur, Nahta Cone , entró en erupción a unos 7 kilómetros (4,3 millas) al suroeste de Spectrum Range cerca del borde norte de Arctic Lake Plateau y produjo un estrecho flujo de lava basáltica de 3 kilómetros de largo (1,9 millas) que viajó hacia el norte hasta la cabecera de Nahta Creek. [3] [159] Extendiéndose aproximadamente 500 metros (1.600 pies) al oeste y 700 metros (2.300 pies) al norte de Nahta Cone hay dos depósitos de tefra; su distribución sugiere que el volcán estuvo en erupción al menos dos veces durante dos direcciones de viento diferentes. [129] El otro centro eruptivo es un cono de ceniza ahora destruido que se formó en el inestable flanco sur de Kuno Peak en el extremo suroeste de Spectrum Range. [3] [160] Produjo un flujo de lava basáltica que se desplazó hacia la meseta del lago Ártico, pero un deslizamiento de tierra posterior en el pico Kuno eliminó gran parte del cono original y enterró el flujo de lava asociado. [161]

Campos de lava del lago Desolation y Mess

Una vista aérea del borde de una meseta delimitada por un acantilado.
Imagen en falso color de tefra caída por el aire en la meseta de Kitsu desde The Ash Pit, que es la depresión circular inferior.

Los primeros conos que se formaron en el campo de lava de Desolation fueron Sleet Cone y Storm Cone , que están a unos 4 kilómetros (2,5 millas) de distancia y produjeron flujos de lava que viajaron sobre till glacial . [35] [162] El vulcanismo posterior creó los tres conos Triplex a 3 kilómetros (1,9 millas) al norte de Storm Cone, que emitieron una serie de flujos de lava de 12 kilómetros de largo (7,5 millas) que se extendieron hacia el noroeste hasta cerca de la costa sur del lago Buckley. [163] La actividad eruptiva renovada formó Sidas Cone y Twin Cone a 8 kilómetros (5,0 millas) de distancia, ambos productos de fuentes de lava simultáneas de más de un respiradero. [35] [163] Los flujos de lava de estos conos viajaron hacia el noroeste y el noreste, respectivamente. [164] La erupción posterior del cono Moraine, a 10 kilómetros (6,2 millas) al sur del cono Sidas, produjo un flujo de lava de aproximadamente 14 kilómetros (8,7 millas) de largo que se desplazó hacia el noreste hasta los valles del arroyo Kakiddi y del río Klastline; ambos arroyos fueron represados ​​temporalmente por el flujo de lava. El cono Eve y el cono Williams se crearon a 5 kilómetros (3,1 millas) de distancia por las últimas erupciones del campo de lava Desolation, que emitieron flujos de lava de más de 10 kilómetros (6,2 millas) de largo que alcanzaron el lago Buckley y el río Klastline, respectivamente. [35] [165] Las ramitas de sauce conservadas en los eyectos del cono Williams han proporcionado una fecha de radiocarbono de 610 d. C. ± 150 años. [166] [167]

El campo de lava del lago Mess al noroeste de la cordillera Spectrum surgió de tres conos de ceniza adyacentes al borde del escarpe de Mess Creek. [149] [159] Los flujos de lava de los dos conos más antiguos viajaron hacia el oeste y probablemente cayeron en cascada por el escarpe hacia el valle de Mess Creek, pero no se ha encontrado evidencia de este fenómeno en el escarpe o debajo de él. [159] El cono de ceniza más joven, The Ash Pit , se formó en el extremo sur del campo de lava del lago Mess en el lado norte de Nagha Creek . [35] [159] La erupción de Ash Pit, que puede ser la más reciente del MEVC, emitió principalmente eyecciones piroclásticas en forma de cenizas y escorias; gran parte de este material fue arrastrado hacia el norte-noreste por un viento fuerte y uniforme durante la erupción y se depositó en la meseta de Kitsu. [149] [168] Sin embargo, algo de lava fluyó hacia el noroeste a través del valle de Nagha Creek hacia el lago Mess en el valle de Mess Creek. [35]

Centros Kana Cone y Walkout Creek

La erupción del Cono Kana a unos 18 kilómetros (11 millas) al norte del Monte Edziza se caracterizó por la efusión de flujos de lava basáltica y la acumulación de eyecciones volcánicas alrededor del respiradero en erupción. [35] [166] Se produjeron varios lóbulos de lava durante esta erupción, algunos de los cuales fluyeron alrededor de restos erosionados de lava producidos durante el período eruptivo de Klastline y envolvieron el valle de Klastline donde represaron temporalmente el río. [166] La represa de lava formó una nueva ruta para el río Klastline a lo largo de la pared norte del valle donde todavía fluye hasta el día de hoy, aunque parte de la lava puede haber fluido más abajo donde potencialmente llegó al río Stikine para formar otra represa temporal. [169] [170] Varios episodios de efusión de lava ocurrieron durante la erupción del Cono Kana, cada uno de los cuales resultó en la formación de nuevos canales de lava . [166]

Dos pequeños conos de ceniza de Big Raven se formaron en el valle de Walkout Creek a unos 18 kilómetros (11 millas) al suroeste del monte Edziza, los cuales produjeron flujos de lava basáltica. [3] [171] El cono más grande tiene unos 120 metros (390 pies) de altura y se construyó sobre un deslizamiento de tierra de movimiento lento que se originó en el lado norte del valle. [159] Las bombas y las salpicaduras aglutinadas del cono más pequeño a unos 3 kilómetros (1,9 millas) al este están expuestas al norte de Walkout Creek, donde se superponen a depósitos de coluvión . [35] Se ha producido una disección profunda en ambos conos, habiéndose segmentado el cono más grande en rebanadas arqueadas, en forma de escalones, debido al movimiento continuo del deslizamiento de tierra. [168]

Miembro de Sheep Track

Una pequeña pero violenta erupción VEI -3 ocurrió desde un respiradero en el flanco suroeste de Ice Peak cerca del final del período eruptivo Big Raven. [145] [167] Depositó piedra pómez traquita granular del Miembro Sheep Track que cayó sobre un área de aproximadamente 40 kilómetros cuadrados (15 millas cuadradas). [13] [172] Trozos más grandes, del tamaño de bolas de nieve, de esta piedra pómez cayeron cerca del área del respiradero, mientras que fragmentos más pequeños, del tamaño de un guisante, aterrizaron alrededor del perímetro del depósito. [142] [173] Todos los flujos y conos del Campo de Lava Snowshoe están cubiertos por piedra pómez Sheep Track con la excepción de The Saucer, que probablemente es posterior a la erupción de Sheep Track. [174] Se desconoce la ubicación del respiradero que expulsó la piedra pómez, pero puede estar debajo del Glaciar Tencho, el glaciar más grande del MEVC. [22] [175] [176] La datación por huellas de fisión indica que la piedra pómez de Sheep Track entró en erupción en los últimos 7000 años, probablemente alrededor del año 950 d. C. [167]

Significado

Pueblos indígenas

Un grupo de seis fotografías que muestran especímenes manuales de rocas volcánicas vidriosas.
Obsidiana del complejo volcánico del Monte Edziza hallada en zonas costeras del sureste de Alaska

El vulcanismo del MEVC produjo al menos 10 flujos distintos de obsidiana , algunos de los cuales fueron utilizados por los pueblos indígenas en la prehistoria para fabricar puntas de proyectiles y hojas de corte. [177] [178] [179] La obsidiana se comercializó ampliamente en todo el noroeste del Pacífico ; se ha recuperado de sitios arqueológicos en Alaska, Yukón, el oeste de Alberta y a lo largo de la costa de Columbia Británica . [178] [179] Se encuentra en un área de más de 2.200.000 km2 ( 850.000 millas cuadradas), lo que convierte a la obsidiana del MEVC en la obsidiana más ampliamente distribuida en el oeste de América del Norte. [178] [180] La obsidiana del sitio arqueológico Hidden Falls en Alaska ha arrojado una fecha de hidratación de 10.000 años; esto sugiere que el MEVC estaba siendo explotado como fuente de obsidiana poco después de que las capas de hielo del Último Período Glacial se retiraran. [178]

La obsidiana del MEVC se encuentra en al menos cuatro formaciones geológicas, siendo la mayor la que se encuentra centrada en Goat Mountain de la Formación Spectrum. La Formación Armadillo contiene cinco flujos de obsidiana que están distribuidos más ampliamente en todo el MEVC; las ubicaciones incluyen Cartoona Peak, Coffee Crater, Destell Pass , Artifact Creek y la confluencia de Artifact Creek y Fan Creek . Las formaciones Ice Peak y Pyramid contienen cada una dos flujos de obsidiana que se encuentran en Sorcery Ridge y The Pyramid, respectivamente. [177]

Condiciones del paleohielo

El vulcanismo del MEVC es glaciológicamente significativo porque algunos de sus depósitos volcánicos han registrado evidencia de presencia y espesor de hielo en una región que ha recibido investigación de campo insignificante sobre las condiciones del hielo antes del Último Período Glacial hace unos 115.000 a 11.700 años. [113] [181] La evidencia registrada más antigua de presencia de hielo en el MEVC se conserva en la Formación Nido de 4,4 millones de años de antigüedad, que contiene depósitos glaciares que están intercalados con flujos de lava. [1] [182] Un registro de la glaciación del Pleistoceno temprano se conserva mediante una secuencia de diamictitas entre flujos de lava basáltica de la Formación Ice Peak de aproximadamente 1 millón de años de antigüedad. [1] [92]

El flujo de basalto más bajo de la Formación Ice Peak contiene almohadillas basales; también se superpone directamente a hialoclastitas y está brechificado y deformado, lo que sugiere que puede haber sido extruido sobre un glaciar o una capa de hielo. [85] [92] Los espesores de Ornostay Bluff de la Formación Ice Peak y Triangle Dome de la Formación Edziza de 0,9 millones de años sugieren que fueron extruidos cuando el MEVC estaba cubierto con al menos 225 metros (738 pies) de hielo glacial. [183] ​​[184] El sedimento glacial bajo un flujo de basalto de 0,3 millones de años de la Formación Klastline en el valle del río Stikine corresponde con la etapa isotópica marina 10 del Pleistoceno medio . [185] [186]

El vulcanismo del futuro

No se puede descartar la posibilidad de un vulcanismo renovado en el MEVC, ya que es uno de los complejos volcánicos más activos recientemente en Canadá. También se considera generalmente que está inactivo en lugar de extinto , habiendo experimentado varios pulsos de actividad eruptiva en los últimos 2000 años. [187] Cualquier vulcanismo renovado del MEVC posiblemente sería similar a lo que ha ocurrido a lo largo de su larga historia volcánica, produciendo potencialmente erupciones explosivas y represando arroyos locales con flujos de lava. [11] El glaciovolcanismo también es una posibilidad ya que el MEVC contiene una capa de hielo que cubre un área de aproximadamente 70 kilómetros cuadrados (27 millas cuadradas). [188] [189] El vulcanismo explosivo podría alterar partes del noroeste de Canadá; las columnas de ceniza pueden desplazarse miles de kilómetros a favor del viento y, a menudo, se extienden cada vez más sobre un área más grande a medida que aumenta la distancia desde un respiradero en erupción. [11] [190]

Véase también

Notas

  1. ^ Félsico se refiere a rocas magmáticas que están enriquecidas con silicio, oxígeno, aluminio , sodio y potasio. [14]
  2. ^ Máfico se refiere a rocas magmáticas que son relativamente ricas en hierro y magnesio , en relación con el silicio . [14]
  3. ^ Las rocas peralcalinas son rocas magmáticas que tienen una mayor proporción de sodio y potasio que de aluminio. [23]
  4. ^ La cristalización fraccionada es el proceso mediante el cual el magma se enfría y se separa en varios minerales. [23]
  5. ^ Un dique es una intrusión de magma en forma de lámina en una roca preexistente. [42]
  6. ^ Las rocas volcanoclásticas son rocas compuestas por fragmentos rotos ( clastos ) de roca volcánica. [23]

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Fuentes

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