Kanadyjski łuk kaskadowy
| Kanadyjski łuk kaskadowy Masyw | |
|---|---|
 Mount Meager widziany z doliny Pemberton . Szczyty od lewej do prawej to Capricorn Mountain , Mount Meager i Plinth Peak .
| |
| Najwyższy punkt | |
| Podniesienie | 3160 m (10370 stóp) |
| Współrzędne | Współrzędne : |
| Geografia | |
 Mapa obiektów geologicznych obejmujących kanadyjski łuk kaskadowy
| |
| Lokalizacja | Kolumbia Brytyjska, Kanada |
| Zakres nadrzędny | Kaskadowy łuk wulkaniczny |
Kanadyjski Łuk Kaskadowy , zwany także Kaskadami Kanadyjskimi , jest kanadyjskim segmentem Północnoamerykańskiego Kaskadowego Łuku Wulkanicznego . Znajduje się w całości w kanadyjskiej prowincji Kolumbia Brytyjska , rozciąga się od Gór Kaskadowych na południu do Gór Nadbrzeżnych na północy. Konkretnie, południowy kraniec Kanadyjskich Kaskad zaczyna się na granicy Kanady ze Stanami Zjednoczonymi . Jednak konkretne granice północnego krańca nie są dokładnie znane, a geologia w tej części łuku wulkanicznego jest słabo poznana. Geologowie powszechnie akceptują fakt, że Kanadyjski Łuk Kaskadowy rozciąga się przez pasma Pacyfiku w Górach Wybrzeża. Jednak inni wyrazili zaniepokojenie, że łuk wulkaniczny prawdopodobnie rozciąga się dalej na północ do pasm Kitimat , innego podziału Gór Nadbrzeżnych, a nawet tak daleko na północ, jak Haida Gwaii (dawniej znane jako Wyspy Królowej Charlotty).
W ciągu ostatnich 29 milionów lat Kanadyjski Łuk Kaskadowy erupował łańcuch wulkanów wzdłuż wybrzeża Kolumbii Brytyjskiej . Co najmniej cztery strefy wulkaniczne w Kolumbii Brytyjskiej są związane z wulkanizmem Cascade Arc . Obejmuje to duży płaskowyż wulkaniczny we wnętrzu i trzy liniowe pasy wulkaniczne na wybrzeżu. Powstały w różnych okresach geologicznych, oddzielonych milionami lat i występują w trzech regionach określanych jako łuk tylny , łuk główny i łuk przedni . Najmłodszy z trzech pasów był sporadycznie aktywny w ciągu ostatnich 4,0–3,0 milionów lat, a ostatnia erupcja miała miejsce prawdopodobnie w ciągu ostatniego 1000 lat. Około 2350 lat temu nastąpiła wielka erupcja wybuchowa , która wyrzuciła do atmosfery masywną kolumnę popiołu . Jest to uznawane za największą erupcję wulkanu w całej Kanadzie w ciągu ostatnich 10 000 lat.
W czasach historycznych kanadyjski łuk kaskadowy był znacznie mniej aktywny niż amerykańska część łuku wulkanicznego. Nie ma również zapisów o historycznych erupcjach. Niemniej jednak łuk wulkaniczny stanowi zagrożenie dla otaczającego regionu. Każde zagrożenie wulkaniczne — od osunięć ziemi po erupcje — może stanowić poważne zagrożenie dla ludzi i dzikich zwierząt. Chociaż w kanadyjskim łuku kaskadowym nie ma historycznych erupcji, bardzo prawdopodobne jest wznowienie aktywności erupcyjnej; gdyby tak się stało, pomoc humanitarna zostałaby szybko zorganizowana. Zespoły takie jak Międzyagencyjny Plan Powiadamiania o Zdarzeniach Wulkanicznych (IVENP) są przygotowane do powiadamiania osób zagrożonych erupcjami wulkanów.
Geologia
Tworzenie
Łuk Kaskadowy został pierwotnie utworzony przez subdukcję zaginionej już Płyty Farallon w strefie subdukcji Cascadia. Po 28 milionach lat płyta Farallon podzieliła się na segmenty, tworząc płytę Juan de Fuca , która nadal subdukuje pod północno-zachodnim Pacyfikiem Ameryki Północnej. W ciągu ostatnich kilku milionów lat wulkanizm zmniejszył się wzdłuż łuku wulkanicznego. Prawdopodobne wyjaśnienie leży w tempie konwergencji między płytami Juan de Fuca i północnoamerykańskimi. Te dwie płyty tektoniczne zbiegają się obecnie od 3 cm (1,2 cala) do 4 cm (1,6 cala) rocznie. To tylko około połowa tempa konwergencji sprzed siedmiu milionów lat.
Ze względu na bardzo duży obszar uskoków strefa subdukcji Cascadia może powodować duże trzęsienia ziemi o sile 7,0 lub większej. Interfejs między płytami Juan de Fuca i północnoamerykańskimi pozostaje zablokowany przez okres około 500 lat. W tych okresach na styku między płytami narastają naprężenia, co powoduje podnoszenie się północnoamerykańskiego marginesu. Kiedy płyta w końcu się ześlizgnie, 500 lat zmagazynowanej energii zostaje uwolnione podczas potężnego trzęsienia ziemi. Ostatnie, trzęsienie ziemi w Cascadia w 1700 roku , zostało zapisane w ustnych tradycjach ludu Pierwszych Narodów na wyspie Vancouver . Spowodowało to znaczne wstrząsy i potężne tsunami , które przeszło przez Ocean Spokojny. Silne wstrząsy związane z tym trzęsieniem ziemi zburzyły domy plemion Cowichan na wyspie Vancouver i spowodowały kilka osunięć ziemi . Utrudniało to również ludziom Cowichan ustanie, a wstrząsy były tak długie, że zachorowali. Wywołane trzęsieniem ziemi tsunami ostatecznie zdewastowało zimową wioskę w zatoce Pachena , zabijając wszystkich mieszkających tam ludzi. Trzęsienie ziemi w Cascadia z 1700 r. Spowodowało osiadanie przybrzeżne, zatapiając bagna i lasy na wybrzeżu, które później zostały zasypane nowszymi gruzami.
w Cascadii nie ma głębokiego rowu oceanicznego wzdłuż krawędzi kontynentu . Powodem jest to, że ujście rzeki Columbia wpada bezpośrednio do strefy subdukcji i osadza muł na dnie Oceanu Spokojnego , zakopując to duże zagłębienie . Ogromne powodzie z prehistorycznego jeziora lodowcowego Missoula w późnym plejstocenie również spowodowały osadzanie się dużych ilości osadów w rowie. Jednak, podobnie jak w przypadku innych stref subdukcji, zewnętrzna krawędź jest powoli ściskana jak gigantyczna sprężyna. Kiedy zmagazynowana energia jest nagle uwalniana przez poślizg w poprzek uskoku w nieregularnych odstępach czasu, strefa subdukcji Cascadia może powodować bardzo duże trzęsienia ziemi, takie jak trzęsienie ziemi Cascadia o sile 9,0 w dniu 26 stycznia 1700 r.
Wulkanizm głównego łuku
Pas wulkaniczny Pemberton
Aktywność wulkaniczna głównego łuku rozpoczęła się na południowym krańcu Pasa Wulkanicznego Pemberton około 29 milionów lat temu w środkowej epoce oligocenu . Następnie przesunął się na północ do regionu Coquihalla 22 miliony lat temu, a następnie wulkanizm w pobliżu miasta Pemberton 16 do 17 milionów lat temu. W rejonie Salal Creek aktywność wulkaniczna miała miejsce 8,0 milionów lat temu, a najbardziej wysunięty na północ wulkan Pemberton Belt powstał 6,8 miliona lat temu. Młodość wulkanizmu Pemberton Belt na północ wskazuje, że okna płyty przesuwała się na północ pod Kolumbią Brytyjską między co najmniej początkiem wulkanizmu łukowego 29 milionów lat temu a erupcją najbardziej wysuniętego na północ wulkanu 6,8 miliona lat temu. Niektórzy naukowcy sugerowali, że rozległa formacja Masset na Haida Gwaii jest północnym przedłużeniem Pasa Wulkanicznego Pemberton. Jednak geochemia i fizyczna wulkanologia formacji Masset wskazują, że powstała ona w środowisku szczelinowym , w przeciwieństwie do innych cech Pemberton Belt.
Rozległa erozja Pasa Wulkanicznego Pemberton usunęła większość jego szczytów wulkanicznych, odsłaniając ich systemy magmowe . Tworzą one kilka natrętnych ciał, takich jak batolity i zapasy . Zaprzestanie wulkanizmu w Pasie Pemberton mogło być spowodowane wystromieniem subdukowanej płyty Juan de Fuca po utworzeniu Płyty Odkrywcy około 6,0 milionów lat temu. Ta zmiana tektoniki stworzyła współczesny Kanadyjski Łuk Kaskadowy, a także Pasmo Kaskadowe i Góry Olimpijskie .
Batolit z Chilliwack
Pierwsze zdarzenie wulkaniczne 29 milionów lat temu utworzyło natrętne skały dużego batolitu Chilliwack, który rozciąga się na południe do amerykańskiego stanu Waszyngton . W Kanadzie batolit składa się ze skał, od gabro kwarcu hypersthene po granit albitowy . Obecne są trzy główne plutony . Najstarszym i najbardziej rozległym jest pluton o nieregularnych strefach, złożony z diorytu kwarcowego na brzegach, przechodzący do wewnątrz przez granodioryt do małego rdzenia z granitu. Ten pluton jest odsłonięty po obu stronach jeziora Chilliwack , wąskiego jeziora o kierunku północ-południe w Górach Kaskadowych. Dwa młodsze plutony, składające się z prawie jednorodnego leukokratycznego biotytu kwarcowego monzonitu , znajdują się na północ od jeziora Chilliwack i 3,2 km (2,0 mil) na wschód od góry Slesse .
Kompleks wulkaniczny Coquihalla
Wulkanizm 22 do 21 milionów lat temu zbudował kompleks wulkaniczny Coquihalla około 32 km (20 mil) na północny wschód od Hope . Obejmuje wulkaniczne i natrętne skały o składzie wapniowo-alkalicznym, felsowym lub pośrednim . Coquihalla Mountain , najwyższy szczyt Bedded Range o wysokości 2157 m (7077 stóp) , jest głównym zachowanym stratowulkanem i reprezentuje jeden z niewielu pozostałych wulkanów miocenu w południowo-zachodniej Kolumbii Brytyjskiej. W rezultacie kompleks wulkaniczny Coquihalla był przedmiotem badań geologicznych, które ujawniły pozostałości czegoś, co mogło być rozległą pokrywą skał wulkanicznych we wczesnej epoce miocenu. Kompleks Coquihalla ma również inny magmowy niż kanadyjskie wulkany Cascade Arc, które powstały w ciągu ostatnich dwóch milionów lat. Tufy ryolitowe to podstawowe skały magmowe składające się na kompleks wulkaniczny Coquihalla, z niewielkimi ilościami bazaltu lub andezytu . Kontrastuje to ze współczesnymi kanadyjskimi wulkanami Cascade, ponieważ składają się one głównie ze skał wulkanicznych w zakresie składu od bazaltu do andezytu, z kilkoma skałami o bardziej felsowym składzie niż dacyt . Zmiany w składzie magmy zaszły również w amerykańskiej części Łuku Kaskadowego.
Kompleks wulkaniczny Coquihalla zaczął się formować, gdy na erozyjnej powierzchni wybuchły duże przepływy piroklastyczne . Opróżnienie płytkiej komory magmowej spowodowało przechylenie niezgodności na pluton Eagle, który znajduje się na południowy wschód. Równocześnie z uskokami, przechyleniami i osiadaniami, brekcji lawinowe wielokrotnie zsuwały się z nadmiernie stromych ekspozycji Grupy Pasayten i Eagle pluton. Po tym, jak aktywność wulkaniczna zdeponowała sekwencję skał piroklastycznych o grubości 1000 m (3300 stóp) , nastąpił okres spoczynku. W tym czasie osadzał się lokalny konglomerat , piaskowiec i duży arkusz brekcji pasaytenskiej .
Kolejne erupcje spowodowały przepływy piroklastyczne, po których nastąpiła kolejna krótka przerwa w aktywności wulkanicznej. Erupcje kanałów wentylacyjnych wytworzyły brekcję piroklastyczną, która utrzymuje się na grzbiecie górskim na północ i wschód od góry Coquihalla. Ruch wzdłuż uskoku Jim Kelly Creek ustał, a kolejne przepływy piroklastyczne wypełniły i przelały tę krawędź basenu. Później pojawiły się liczne subwulkaniczne , a wypiętrzenie po miocenie przechyliło i wypaczyło leżące nad nimi skały wulkaniczne. Erozja usunęła coś, co mogło być rozległą pokrywą wulkaniczną z otaczającego obszaru i odsłoniła zakopane kopuły i intruzje. Obecnie kompleks wulkaniczny Coquihalla zajmuje powierzchnię około 30 km2 ( 12 mil kwadratowych) , a objętość materiału piroklastycznego wynosi 50 km3 ( 12 mil sześciennych) . Dzisiejszą podstawę góry Coquihalla tworzy duży skład składający się z diorytu piroksenu i diorytu biotytu-piroksenu kwarcu.
Kompleks plutoniczny Mount Barr
Na południe od rzeki Fraser nad jeziorem Wahleach znajduje się kompleks Mount Barr Plutonic. Nazwany na cześć Mount Barr w paśmie Skagit w Górach Kaskadowych, ten plutoniczny kompleks ma wiek od 21 do 16 milionów lat. Składa się z co najmniej czterech plutonów. Główny pluton, stanowiący 80% kompleksu, składa się ze skał felsowych i pośrednich intruzyjnych, od diorytu kwarcowego po monzonit kwarcowy. Ma mniej więcej okrągły kształt i tworzy górę Barr o wysokości 1907 m (6257 stóp) . Późniejszy magmatyzm stworzył dwa młodsze stada w głównym plutonie. Starszy materiał składa się z drobnoziarnistego biotytu hornblendowego granodiorytu, podczas gdy młodszy materiał zawiera leukokratyczny biotyt kwarcowy monzonit. Grobla o szerokości od 60 do 90 m (200 do 300 stóp) , złożona z porfiru plagioklazowego hornblendy granofirowej , znajduje się między diorytem kwarcowym kompleksu Hope Plutonic a konglomeratem eocenu . Stanowi odgałęzienie głównego plutonu Mount Barr. Na północny zachód od głównego plutonu Mount Barr znajduje się biotytowy pluton hornblendowo-kwarcowy diorytowy w pobliżu jeziora Hicks. Ze względu na swoją heterogeniczność tylko sporadycznie jest grupowany jako część kompleksu plutonicznego Mount Barr.
Kompleks wulkaniczny Crevasse Crag
Około 22 km (14 mil) na południowy wschód od jeziora Lillooet znajduje się kompleks wulkaniczny Crevasse Crag . Ma około 16 milionów lat i leży na szczycie zlodowaciałego grzbietu górskiego utworzonego z późnej kredy i młodszych skał natrętnych. Stanowią one część dużego kompleksu Coast Plutonic Complex, który rozciąga się wzdłuż wybrzeża Kolumbii Brytyjskiej. Kompleks wulkaniczny Crevasse Crag składa się z brekcji wulkanicznych, tufów i przepływów plagioklazowo- firowych . Analizy pierwiastków głównych, śladowych i pierwiastków ziem rzadkich wskazują, że lawa dacytu, andezytu i bazaltowego andezytu tworzy jego dolne zbocza.
Salal Creek Pluton
W górnym biegu Salal Creek znajduje się mniej więcej okrągły zbiornik kompozytowy znany jako Salal Creek Pluton. Szacuje się, że ma 8,0 milionów lat, co wskazuje, że jest to jeden z najmłodszych plutonów felsycznych odkrytych w pasmach Pacyfiku. Podobnie jak inne plutony z Pasa Pemberton, geologowie powszechnie uważają, że pluton z Salal Creek jest korzeniem głęboko zerodowanego wulkanu. Epizodyczne erupcje mogły utworzyć dużą kopułę, ale szybka erozja do głębokości około 1 km (0,62 mil) usunęła leżącą nad nią strukturę wulkaniczną, odsłaniając szeroki na 10 km (6,2 mil) Salal Creek Pluton. Ma złożoną strukturę i składa się ze starszego zewnętrznego pierścienia gruboziarnistego monzonitu kwarcowego i młodszego wewnętrznego zapasu drobnoziarnistego i porfirytowego monzonitu kwarcowego. Pluton zajmuje powierzchnię 60 km2 ( 23 2) .
Pas Wulkaniczny Garibaldiego
Po tym, jak wulkanizm Pasa Pemberton spadł 4,0–3,0 milionów lat temu, aktywność wulkaniczna przesunęła się na zachód, tworząc młodszy Pas Wulkaniczny Garibaldi. Reprezentuje współczesny kanadyjski łuk kaskadowy, składający się z strumieni lawy, kopuł lawy, stożków żużlowych , stratowulkanów, wulkanów subglacjalnych i korków wulkanicznych . Aktywność wulkaniczna podczas zlodowacenia Fraser między 25 000 a 10 000 lat temu wchodziła w interakcję z lodem lodowcowym, tworząc subglacjalne kopuły, tuya i lodowe strumienie lawy . Odkąd pokrywa lodowa Kordyliery cofnęła się około 10 000 lat temu, erupcje miały głównie charakter subaeralny . Ostatnia erupcja wybuchowa miała miejsce około 2350 lat temu, a ostatnia wylewna erupcja miała miejsce mniej niż 1500 lat temu.
Trzy segmenty schodkowe obejmują Pas Wulkaniczny Garibaldi i są w związku z tym nazywane segmentami południowym, środkowym i północnym. Każdy segment ma co najmniej jeden główny wulkan wraz z kilkoma mniejszymi budowlami. Segment północny przecina starszy pas wulkaniczny Pemberton w pobliżu masywu Mount Meager, gdzie pokrywa wypiętrzone i głęboko zerodowane pozostałości subwulkanicznych plutonów Pemberton Belt.
Segment południowy
.jpg)
Segment południowy obejmuje trzy główne wulkany wraz z kilkoma mniejszymi budowlami. Największy i najmłodszy główny wulkan, Góra Garibaldi , to rozczłonkowany stratowulkan, który zaczął się formować 250 000 lat temu. Ten okres erupcji zbudował szeroki stożek kompozytowy wykonany z dacytu i brekcji. Części tego „proto-Garibaldiego” lub rodowego wulkanu są odsłonięte na niższych północnych i wschodnich zboczach Garibaldiego oraz na górnych 240 m (790 stóp) Brohm Ridge. Wokół miejsca, w którym obecnie znajduje się Columnar Peak i prawdopodobnie Glacier Pikes , zbudowano serię łączących się kopuł lawy dacytowej. Podczas długiego okresu spoczynku rzeka Cheekye wycięła głęboką dolinę w zachodniej części stożka, która została później wypełniona lodowcem . Po osiągnięciu maksymalnego zasięgu lodowiec Cheekye i pokrywa lodowa Cordilleran zostały pokryte popiołem wulkanicznym i fragmentarycznymi szczątkami z Garibaldiego. Ten okres wzrostu rozpoczął się wraz z erupcją kopuły Atwell Peak około 13 000 lat temu z grzbietu otoczonego pokrywą lodową . W miarę jak kopuła rosła, masywne tafle popękanej lawy kruszyły się po jej bokach jako kość skokowa. Liczne Peléan towarzyszyły tym chłodniejszym lawinom, tworząc fragmentaryczny stożek o powierzchni 6,3 km 3 (1,5 cu mil) i całkowitym nachyleniu od 12 do 15 stopni. Część lodu lodowcowego została stopiona przez erupcje, tworząc małe jezioro na południowym ramieniu Brohm Ridge. Wulkaniczne piaskowce widoczne dzisiaj na szczycie Brohm Ridge zostały utworzone przez popiół osadzający się w tym jeziorze. Nakładanie się lodowców było najbardziej znaczące na zachodzie i nieco na południu. Późniejsze topnienie pokrywy lodowej Kordyliery i jej składowych lodowców zapoczątkowało serię lawin i spływów błotnych na zachodnim zboczu Garibaldiego, które przeniosły prawie połowę pierwotnej objętości stożka do doliny Squamish, gdzie obejmuje 26 km2 ( 10 2) do grubości około 91 m (299 stóp) . Luki pozostawione przez topniejący lód spowodowały niewielkie lub umiarkowane zniekształcenie stożka tam, gdzie pokrywa lodowa Kordyliery była cienka, oraz duże zniekształcenie tam, gdzie była gruba. Lód był najgrubszy, a zatem zniekształcenie stożka było największe nad zakopaną doliną Cheekye. Później nastąpił wulkanizm z Dalton Dome, który tworzy zachodni szczyt Garibaldiego. Strumienie lawy otoczyły czoło osuwiska na zachodniej flance Garibaldiego. Mniej więcej w tym samym czasie obszerny strumień lawy dacytowej z Opal Cone przepłynął 20 km (12 mil) w dół Ring Creek na południowo-wschodnim zboczu Garibaldiego, nie napotykając żadnego resztkowego lodu lodowcowego. Te ostatnie erupcje góry Garibaldi miały miejsce we wczesnym holocenie , wkrótce po wycofaniu się pozostałości pokrywy lodowej Kordyliery w regionalnych dolinach między 10 700 a 9 300 lat temu.
Mount Price , jeden z trzech głównych wulkanów w segmencie południowym, powstał podczas trzech okresów aktywności erupcyjnej. Pierwszy okres erupcji 1,2 miliona lat temu stworzył stratowulkan z hornblendy i andezytu na dnie cyrk . W środkowym plejstocenie, około 300 000 lat temu, wulkanizm przesunął się na zachód i zbudował prawie symetryczny stratowulkan Mount Price. Epizodyczne erupcje wytwarzały lawy andezytowe i dacytowe, a także przepływy piroklastyczne z działalności Peléana. Później wulkan został zastąpiony przez pokrywę lodową Kordyliery. Po tym, jak pokrywa lodowa wycofała się z wyższych wysokości, erupcje andezytu z otworu satelitarnego utworzyły małą kopułę lawy na północnej flance Price'a. Prawdopodobnie współczesny wulkanizm miał miejsce na Clinker Peak około 10 000 lat temu wraz z erupcją dwóch strumieni lawy hornblende-biotyt andezyt. Oba mają ponad 250 m (820 stóp) grubości i 6 km (3,7 mil) długości, rozciągając się na północny zachód i południowy zachód. Niezwykle duża grubość tych strumieni lawy wynika z ich gromadzenia się i ochładzania na pokrywie lodowej Kordyliery, kiedy wciąż wypełniała ona doliny na niższych wysokościach. To była ostatnia aktywność erupcyjna w Mount Price.
Czarny kieł , najstarszy i najbardziej uderzający z trzech głównych wulkanów, to wycięte z lodowca pozostałości stratowulkanu, który powstał między 1,3 a 1,1 miliona lat temu. Erupcje wytworzyły wylewy lawy andezytowej hornblendy i litowe . Długotrwała erozja zniszczyła oryginalny stożek. Urwiska na północny zachód, południowy zachód i południowy wschód od głównego gmachu wulkanicznego są pozostałościami tego pradawnego wulkanu. Odnowiony wulkanizm między 210 000 a 170 000 lat temu wytworzył hiperstene andezytowe strumienie lawy, które lokalnie kończą się urwistymi krawędziami kontaktu z lodem o grubości 100 m (330 stóp) . Ta ostatnia erupcja zakończyła się wypchnięciem endogennej kopuły i związanej z nią lawy, które tworzą obecną iglicę szczytową o wysokości 2316 m (7598 stóp) . Później pokrywa lodowa Kordyliery wyrzeźbiła głęboką, biegnącą na północ dolinę w kształcie litery U na wschodnim zboczu tego gmachu.
Tabela , hornblendowa andezytowa tuya położona około 3 km (1,9 mil) na południowy wschód od Mount Price, wznosi się stromo 305 m (1001 stóp) nad zlodowaciałymi skałami piwnicy . Powstał w wyniku erupcji wulkanów, które rozmroziły pokrywę lodową Kordyliery. Lawa pokrywająca Stół została wyciśnięta po zbudowaniu wulkanu powyżej poziomu jeziora. Brak głazów narzutowych na jej szczycie i brak cech erozyjnych przypisywanych zlodowaceniu wskazuje, że Stół powstał w wyniku erupcji subglacjalnych we wczesnym holocenie, tuż przed zniknięciem pokrywy lodowej.
Cinder Cone , wulkaniczny stożek złożony z popiołu, lapilli i rozrzuconych fragmentów bomby z liny i skorupy chleba , został zbudowany podczas dwóch okresów aktywności erupcyjnej. Pierwszy okres erupcji wytworzył pierścień tufu i strumień lawy bazaltowo-andezytowej o długości 9 km (5,6 mil) około 100 000 lat temu, po okresie cofania się lodowca. Erupcje strombolskie podczas drugiego i ostatniego okresu erupcji około 10 000 lat temu stworzyły mały piroklastyczny stożek na wschodnim obrzeżu starszego bazaltowego pierścienia tufu andezytowego. Strumień 9 km (5,6 mil) , od bazaltu do mugearytu , wypływał z podstawy stożka i przemieszczał się w biegnącej na północ dolinie w kształcie litery U na wschodnim zboczu Czarnego Kła.
Kompleks Monmouth Creek po zachodniej stronie ujścia rzeki Squamish to wybitna i enigmatyczna budowla zbudowana z bazaltowego andezytu i dacytu o nieznanym wieku. Może reprezentować grupę grobli i kopuł lawy, które powstały subglacjalnie. Ze szczytu wystają co najmniej cztery groble. Tworzą one żebra o wysokości od 60 do 180 m (200 do 590 stóp) kolce lawy , z których najwyższym jest Zamek , który zawiera poziome i promieniujące złącza kolumnowe . Kolce są pokryte spawanym brekcją blisko ich podstaw, a łączenie kolumn rozciąga się na spawaną sekwencję. Najbardziej wzniesione strumienie lawy i kolce składają się z dacytu.
Wzdłuż północno-wschodniego brzegu cieśniny Howe Sound znajduje się niewielka wychodnia skały wulkanicznej, znana jako centrum wulkaniczne Watts Point . Jest to najbardziej wysunięty na południe wulkan w Pasie Wulkanicznym Garibaldi, zawierający około 0,02 km 3 (0,0048 cu mil) hornblendy, piroksenu i rzadko porfirowej lawy dacytowej i brekcji. Dacyt charakteryzuje się złączami kolumnowymi o od 5 do 40 cm (2,0 do 15,7 cala) i wykazującymi lokalnie promieniujące wzory. To centrum wulkaniczne powstało w środowisku subglacjalnym do englacjalnego między 130 000 a 90 000 lat temu, na co wskazuje istnienie charakterystycznych, promienistych wzorów połączeń kolumnowych, matrycy szklistej do drobnoziarnistej i związków stratygraficznych z leżącą nad nimi gliną lodowcową .
Segment centralny
Wulkanizm w segmencie centralnym rozpoczął się co najmniej 4,0 miliony lat temu w głęboko rozciętym Mount Cayley . Ten okres erupcji, trwający do 0,6 miliona lat temu, wytworzył lawę dacytową i brekcję piroklastyczną. Centralna kopuła tworząca szczytowe iglice Mount Cayley reprezentuje najmłodszą cechę, która powstała w tym okresie erupcji. Późniejsza aktywność 0,3–0,2 miliona lat temu rozpoczęła się wraz z erupcją strumienia lawy dacytowej do doliny Shovelnose Creek. Doprowadziło to do powstania dwóch małych kopuł lawy. Mount Fee to grzbiet ryodacytu o długości 1 km (0,62 mil) i szerokości 0,25 km (0,16 mil), położony na grzbiecie górskim na wschód od rzeki Squamish. Podobnie jak Mount Cayley, poprzedza pojawienie się pokrywy lodowej Kordyliery. Inne wulkany w segmencie centralnym, takie jak Slag Hill , Ember Ridge , Cauldron Dome , Pali Dome i Ring Mountain , powstały, gdy lawa zetknęła się z pokrywą lodową Cordilleran. Są podobne w budowie do tuyas, wykazując zbyt strome brzegi kontaktu z lodem.
szczytu Tricouni osadzają się co najmniej dwie sekwencje lawy bazaltowej andezytowej . Jedna z tych sekwencji, znana jako Tricouni Southwest , tworzy klif po wschodniej stronie kanału o kierunku północ-południe o głębokości 200 m (660 stóp) przylegającego do ujścia High Falls Creek . Wschodnia flanka strumienia lawy, poza kanałem High Falls Creek, ma bardziej stałą strukturę. Kilka drobnych stawów kolumnowych i ogólna struktura strumienia lawy sugeruje, że jego zachodnia część, wzdłuż długości kanału, osadzała się na lodzie lodowcowym. W pobliżu jego południowej części lawa sączyła się do pęknięć w lodzie lodowcowym. Zostało to zidentyfikowane przez istnienie przypominających iglice formacji chłodzących, chociaż wiele z tych budowli zostało zniszczonych przez procesy erozyjne. Inne cechy, które wskazują, że lawa osiadła na lodzie lodowcowym, to niezwykle gruba struktura i strome klify. Dlatego strumień lawy Tricouni Southwest wybuchł około 10 000 lat temu, kiedy cofało się regionalne zlodowacenie Fraser. Wyjaśnienie, że zachodnia część wykazuje cechy kontaktu z lodem, podczas gdy część wschodnia tego nie robi, jest prawdopodobne, ponieważ jej zachodnia flanka leży w kanale o kierunku północ-południe, który byłby w stanie utrzymać mniejsze ilości ciepła słonecznego niż jego nieosłonięta wschodnia flanka. W rezultacie zachodnia część strumienia lawy rejestruje zlodowacenie w okresie, gdy wschodnie zbocza były wolne od lodu lodowcowego. Tricouni Southeast, druga sekwencja wulkaniczna na południe od Tricouni Peak , składa się z co najmniej czterech strumieni lawy andezytowej lub dacytowej, które wychodzą jako kilka małych klifów i urwisk na ekstensywnie porośniętych roślinnością zboczach. Osiągają grubość 100 m (330 stóp) i zawierają niewielkie ilości hialoklastytu . Podajnik ich pochodzenia nie został odkryty, ale prawdopodobnie znajduje się na szczycie kopca. Te lawy tworzą lodowe brzegi, co sugeruje, że każdy strumień lawy wybuchł około 10 000 lat temu, kiedy rozległa pokrywa lodowa Cordilleran cofała się, a pozostałości lodu lodowcowego były rzadkie.
Wzdłuż rzeki Cheakamus i jej dopływów odsłonięte są bazalty Doliny Cheakamus . Co najmniej cztery przepływy bazaltowe obejmują sekwencję i zostały osadzone w okresach aktywności wulkanicznej z nieznanego otworu wentylacyjnego między 0,01 a 1,6 miliona lat temu. Lawa poduszkowa jest obfita wzdłuż podstaw przepływów, z których niektóre są podszyte brekcją hialoklastytu. W 1958 roku kanadyjski wulkanolog Bill Mathews zasugerował, że strumienie lawy wybuchały w okresach aktywności podlodowcowej i przepływały przez rowy lub tunele stopione w lodzie lodowcowym zlodowacenia Fraser. Mathews oparł to na wieku leżącej pod spodem gliny lodowcowej, istnieniu lawy poduszkowej blisko dna niektórych law, co wskazuje na wulkanizm podwodny, kolumnowych łączeniach na krawędziach law, wskazujących na szybkie ochłodzenie i braku widocznej paleogeografii .
Segment północny
Segment północny składa się z jednego dużego kompleksu wulkanicznego, masywu Mount Meager oraz grupy wulkanów bazaltowych i andezytowych, znanych jako stożki rzeki Bridge. Mount Meager składa się z co najmniej czterech zachodzących na siebie stratowulkanów, które stają się coraz młodsze z południa na północ. Powstały one w ciągu ostatnich 2,2 miliona lat, a ostatnia erupcja miała miejsce około 2350 lat temu. Maficzne zostały wyrzucone z co najmniej ośmiu otworów wulkanicznych.
Na północ od masywu Mount Meager, prawie do Płaskowyżu Wewnętrznego, rozciągają się Stożki Rzeki Mostu . Ta grupa małych wulkanów na górnej rzece Bridge obejmuje stratowulkany, korki wulkaniczne i strumienie lawy. Te wulkany różnią się od innych w całym Pasie Garibaldiego, ponieważ składają się głównie ze skał wulkanicznych o składzie maficznym, w tym alkalicznego bazaltu i hawajskiego . Różne składy magmy mogą być związane z mniejszym stopniem częściowego stopienia w płaszczu Ziemi lub efektem opadającej krawędzi płyty. Najstarszy wulkan w grupie, znany jako Sham Hill , to czop wulkaniczny o wysokości 60 m (200 stóp) z datą potasowo-argonową wynoszącą milion lat. Ma około 300 m (980 stóp) szerokości, a jego odkryta, zlodowaciała powierzchnia usiana jest głazami narzutowymi. Jego masywne kolumny skalne zostały zbudowane wewnątrz głównego otworu wulkanicznego stratowulkanu, który od tego czasu został zredukowany przez erozję. Na południowym wschodzie kompleks wulkaniczny lodowca Salal powstał między 970 000 a 590 000 lat temu. Składa się z podziemnej tefry i cienkich osadów lawy, które są otoczone przez lodowe strumienie lawy o grubości 100 m (330 stóp) . Te lodowe strumienie lawy powstały, gdy lawa osiadła na lodzie lodowcowym w pobliskich dolinach przed zlodowaceniem Wisconsin . Na północ od kompleksu lodowca Salal leży mały bazaltowy stratowulkan o nazwie Tuber Hill . Zaczęło się formować około 600 000 lat temu, kiedy sąsiednie doliny zostały wypełnione lodem lodowcowym. Kiedy strumienie lawy wybuchły z Tuber Hill, weszły one w interakcję z lodowcami wypełniającymi doliny na jego południowym zboczu i wytworzyły jezioro lodowcowe . Tutaj zdeponowano ponad 150 m (490 stóp) ułożonego w stos hialoklastytu, laharów i tufu jeziornego. W tym okresie erupcji osadziła się również seria law poduszkowych. Ostatnia aktywność wulkaniczna na polu wulkanicznym rzeki Bridge spowodowała serię strumieni lawy bazaltowej w regionalnych dolinach, które pokrywają okres ostatniego zlodowacenia . Wiek tych strumieni lawy wypełniających doliny jest nieznany, ale obecność nieskonsolidowanej gliny lodowcowej pod strumieniami sugeruje, że mają mniej niż 1500 lat.
Kwestionowane cechy wulkaniczne
Co najmniej dwa wulkany i jedna grupa wulkaniczna mogły powstać w wyniku wulkanizmu kanadyjskiego łuku kaskadowego. Najstarszy obiekt, Franklin Glacier Complex , to głęboko zerodowana struktura geologiczna o długości 20 km (12 mil) i szerokości 6 km (3,7 mil) z wysokością ponad 2000 m (6600 stóp) . Składa się z grobli i subwulkanicznych intruzji pokrytych tufami, brekcją dacytową i zerodowanymi pozostałościami sekwencji lawy andezytowej o grubości 450 m (1480 stóp) . Powstały one około 6,8 i 3,5 miliona lat temu, co wskazuje, że między tymi wydarzeniami nastąpił okres bezczynności przez co najmniej 3,3 miliona lat. Ponieważ kompleks Franklin Glacier Complex nie był szczegółowo badany przez naukowców, niewiele o nim wiadomo. Najstarsze znane wydarzenie magmowe, sprzed 6,8 miliona lat, jest zgodne z wulkanizmem Pasa Wulkanicznego Pemberton. Dlatego można go uznać za jedną z najbardziej wysuniętych na północ stref tej cechy geologicznej. Jednak najmłodsze zdarzenie, mające około 3,5 miliona lat, odpowiada przejściu z aktywności Pembertona do aktywności Garibaldiego. To wskazuje, że Franklin Glacier Complex można uznać za część Pasa Wulkanicznego Pemberton lub Pasa Wulkanicznego Garibaldiego.
Około 55 km (34 mil) na północny-zachód od Franklin Glacier Complex znajduje się głęboko rozcięta kaldera Silverthrone . Ma 20 km (12 mil) , a strome zbocza rozciągają się od poziomu bliskiego morza do maksymalnej wysokości 3160 m (10370 stóp) . Podobnie jak Franklin na południowym wschodzie, Silverthrone nie zostało szczegółowo zbadane przez naukowców. W rezultacie jego powinowactwo i historia erupcji są słabo znane. Uważa się, że jest częścią Pasa Wulkanicznego Garibaldi, ale leży również na nakładającym się trendzie znacznie starszego Pasa Wulkanicznego Pemberton. W Silverthrone zidentyfikowano co najmniej trzy fazy aktywności wulkanicznej. Pierwsza faza, po zapadnięciu się kaldery , zdeponowała grubą sekwencję niedatowanych brekcji podstawnych. Zawiera nieregularne intruzje subwulkaniczne, a także obfitość grobli. W niektórych miejscach podstawowa brekcja została zespawana przez intensywne wulkaniczne ciepło. Późniejsza działalność 750 000 do 400 000 lat temu zbudowała ryolitowe , dacytowe i andezytowe kopuły lawy, brekcji i strumienie lawy. Mount Silverthrone , szczyt wulkaniczny związany z kalderą Silverthrone, składa się z zachodzących na siebie andezytowych i ryolitowych kopuł lawy, które powstały w tym okresie erupcji. Trzecia faza, mniej niż 1000 lat temu, wytworzyła stożki żużlu, osady piroklastyczne i lawę bazaltowo-andezytową, która wydobywała się z otworów wentylacyjnych na krawędzi kaldery. Większość tej aktywności miała miejsce na północnym obrzeżu, gdzie strumienie lawy płynęły w dół doliny Pashleth Creek, a następnie do rzeki Machmell . Cała sekwencja przepływu lawy ma co najmniej 25 km (16 mil) długości, w zakresie wysokości od 2000 m (6600 stóp) do 100 m (330 stóp) . Wiele produktów wulkanicznych jest teraz zakopanych pod lodem lodowcowym. Jednak pozostałości stożków żużlowych wystają przez lodowce, a strumienie lawy są odsłonięte na niższych wysokościach, takich jak rozległy strumień lawy Machmell-Pashleth Creek. Stosunkowo niewielki strumień bazaltowej lawy andezytowej rozciąga się od południowego brzegu kaldery do górnego biegu rzeki Kingcome .
Milbanke Sound Group w pasmach Kitimat składa się z młodych strumieni lawy i monogenetycznych stożków żużla, które prawdopodobnie powstały w ciągu ostatnich 10 000 lat. Podobnie jak Silverthrone i Franklin, niewiele wiadomo o Milbanke Sound Group. W rezultacie jego powinowactwo również pozostaje niejasne. Może odzwierciedlać północne przedłużenie Pasa Wulkanicznego Garibaldiego, ale nie ma wystarczających danych na poparcie tej hipotezy. Jego powstanie mogło być również wynikiem innych procesów tektonicznych, które obecnie nie są poznane. Swindle Island zawiera symetryczny stożek żużlowy o wysokości 250 m (820 stóp) na południowej linii brzegowej. Ten wulkan, znany jako Wzgórze Kitasu , składa się z tefry i bomb wulkanicznych . Na jego szczycie znajduje się krater wulkanu , który jest przerwany na wschodzie. Helmet Peak , stromy stożek żużlowy na Lake Island o wysokości 335 m (1099 stóp) , składa się ze spawanych bloków wulkanicznych i bazaltowych grobli zasilających. Podczas erupcji brekcja tufu bazaltowego osadzała się na całej wyspie Lake i pobliskiej wyspie Lady Douglas . Wypływy lawy na wybrzeżach Price Island i Dufferin Island powstały z porośniętych lasem bazaltowych stożków, które zostały zredukowane do małych kopców wulkanicznych. Lawa bazaltowa na wyspie Finngal zawiera dobrze rozwinięte połączenia kolumnowe. Podobnie jak inne osady wulkaniczne w Milbanke Sound Group, bardzo niewiele wiadomo o tych strumieniach lawy. Chociaż Milbanke Sound Group powstała prawdopodobnie w ciągu ostatnich 10 000 lat, dokładny wiek strumieni lawy i stożków żużla nie jest znany. Prawdopodobnie powstał w ciągu ostatnich 10 000 lat, ponieważ formacje wulkaniczne mają minimalną erozję, co wskazuje na polodowcowy wulkanizm.
Wulkanizm wsteczny
Równolegle do kanadyjskiego łuku kaskadowego, 150 km (93 mil) na północny wschód, znajduje się obszar składający się z niewielkich przepływów lawy bazaltowej. Strefa ta, znana jako grupa Chilcotin, powstała w wyniku wulkanizmu basenu łuku tylnego za kanadyjskim łukiem kaskadowym, w odpowiedzi na trwającą subdukcję Cascadii. Aktywność wulkaniczna rozpoczęła się 31 milionów lat temu, ale większość wulkanizmu miała miejsce podczas dwóch młodszych okresów magmowych, pierwszego między 6,0 a 10 milionami lat temu, a drugiego między 2,0 a 3,0 milionami lat temu. Wskazuje to, że większość wulkanizmu Chilcotin Group odpowiadała wulkanizmowi w Pasie Pemberton, chociaż niektóre z młodszych law Chilcotin wybuchły podczas wczesnych stadiów wulkanizmu Pasa Garibaldiego. W ciągu ostatnich 1,6 miliona lat w Grupie Chilcotin miało miejsce kilka erupcji wulkanów.
Płasko położony płaskowyż grupy Chilcotin obejmuje powierzchnię 25 000 km2 ( 9700 mil kwadratowych) i objętość 1800 km3 ( 430 cu mil) . Składa się z kilku cienkich, płasko leżących pāhoehoe , które wytrysnęły z łańcucha niskoprofilowych wulkanów tarczowych , które od tego czasu zostały zniszczone przez zlodowacenie późnego plejstocenu, aby odsłonić ich korki wulkaniczne zawierające gabro . Płaskowyż lawy ma maksymalną grubość 140 m (460 stóp) z co najmniej 20 strumieniami lawy odsłoniętymi w jednostkach stratygraficznych. Określone strumienie lawy zwykle rozciągają się na ponad 1 km (0,62 mil) i osiągają grubość 10 m (33 stóp) . Ale na niektórych obszarach lawa osiąga grubość 70 m (230 stóp) .
Szereg osadów lawy poduszkowej i brekcji poduszkowej jest odsłoniętych w całej Grupie Chilcotin. Piroklastyczne osady spadające, składające się z lapilli, powstały z wulkanów w Pasie Pemberton i są pokryte kolejnymi strumieniami lawy bazaltowej. Lawa wypływa z wulkanizmu między 16 a 14 milionami lat temu, odkrywka sąsiadująca z obrzeżami obecnego płaskowyżu lawy, który składa się głównie z bazaltów, które wybuchły między 10 a 6,0 milionami lat temu. Nowsze strumienie lawy są odsłonięte w klifach wzdłuż kanionu Fraser . Wybuchły one między 3,0 a 1,0 milionem lat temu, a kominy wulkaniczne, z których wybuchły, nie zostały odkryte.
Wulkanizm przedłukowy
Wulkanizm przed łukiem był aktywny na północnej wyspie Vancouver od 8,0 do 2,5 miliona lat temu. Stworzyło to linię skał wulkanicznych i intruzji subwulkanicznych, znaną jako Pas Wulkaniczny Zatoki Alert . Nazwany na cześć wioski Alert Bay na Cormorant Island , rozciąga się od półwyspu Brooks na południowym zachodzie do miasta Port McNeill na północnym wschodzie. Badania geometrii i chronometrii wskazują, że pas zatoki alarmowej utworzył się na opadającej krawędzi płyty. W momencie powstania uskok Nootka prawdopodobnie pokrywał się z zachodnim krańcem pasa Alert Bay Belt, który obecnie znajduje się 80 km (50 mil) na północny wschód. Elementy wulkaniczne w Alert Bay Belt obejmują Twin Peaks , górę Cluxewe i wyspę Haddington .
Istnieją dowody na to, że aktywność wulkaniczna w Alert Bay Belt migrowała z czasem na wschód, a także przejście od wulkanizmu bazaltu do dacytu lub ryolitu. Pierwsze zdarzenie wulkaniczne miało miejsce około 8,0 milionów lat temu na Półwyspie Brooks, ale większość wulkanów była aktywna około 3,0 milionów lat temu. Większość wulkanizmu w Alert Bay Belt odpowiadała gwałtownym zmianom w geometrii subdukcji Cascadii i przerwie w aktywności łuku kaskadowego na kontynencie. Ostatnie zdarzenie wulkaniczne miało miejsce 2,5 miliona lat temu na górze Cluxewe, która składa się z lawy dacytowej.
Aktywność geotermalna i sejsmiczna
Co najmniej cztery wulkany wykazywały aktywność sejsmiczną od 1985 r., W tym Mount Garibaldi (trzy zdarzenia), Mount Cayley (cztery zdarzenia), masyw Mount Meager (siedemnaście zdarzeń) i Silverthrone Caldera (dwa zdarzenia). Dane sejsmiczne sugerują, że te wulkany nadal zawierają aktywne komory magmy, co wskazuje, że niektóre wulkany Pasa Garibaldiego są prawdopodobnie aktywne i stwarzają znaczne potencjalne zagrożenia. Aktywność sejsmiczna odpowiada niektórym niedawno utworzonym wulkanom w Kanadzie oraz wulkanom trwałym, które w całej swojej historii miały dużą aktywność wybuchową, takim jak Mount Garibaldi, Mount Cayley i masyw Mount Meager.
Szereg gorących źródeł sąsiadujących z doliną rzeki Lillooet , takich jak źródła Harrison , Sloquet, Clear Creek i Skookumchuck , nie występuje w pobliżu obszarów o niedawnej aktywności wulkanicznej. Zamiast tego wiele z nich znajduje się w pobliżu intruzji Pasa Wulkanicznego Pemberton sprzed 16–26 milionów lat. Związek tych gorących źródeł z pasem wulkanicznym Garibaldi nie jest jasny. Wiadomo jednak, że na obszarach, które doświadczyły stosunkowo niedawnej aktywności wulkanicznej, istnieje kilka gorących źródeł. W Mount Cayley istnieje około pięciu gorących źródeł, aw masywie Mount Meager znajdują się dwie małe grupy gorących źródeł. Źródła w Meager mogą świadczyć o płytkiej komorze magmowej pod powierzchnią. Nie są znane żadne gorące źródła na górze Garibaldi, takie jak te znalezione w masywach Mount Meager i Mount Cayley, chociaż istnieją dowody na nienormalnie wysoki przepływ ciepła w sąsiednich Table Meadows i innych miejscach. Nienormalnie ciepła woda w pobliżu plaży Britannia może być wynikiem aktywności geotermalnej związanej z centrum wulkanicznym Watts Point.
Historia ludzkości
Ochrona i monitoring
Szereg elementów wulkanicznych w kanadyjskim łuku kaskadowym jest chronionych przez parki prowincjonalne. Garibaldi Provincial Park został założony w 1927 roku w celu ochrony bogatej historii geologicznej, zlodowaciałych gór i innych zasobów naturalnych w regionie. Został nazwany na cześć 2678 m (8786 stóp) , który z kolei został nazwany na cześć włoskiego przywódcy wojskowego i politycznego Giuseppe Garibaldiego w 1860 r. Na północnym zachodzie Brandywine Falls Provincial Park chroni Brandywine Falls, 70 m ( Wysoki na 230 stóp wodospad składający się z co najmniej czterech strumieni lawy bazaltowej z połączeniami kolumnowymi. Pochodzenie jego nazwy jest niejasne, ale mogło pochodzić od dwóch geodetów, Jacka Nelsona i Boba Mollisona.
Żadne wulkany w kanadyjskim łuku kaskadowym nie są wystarczająco dokładnie monitorowane przez Geological Survey of Canada, aby ustalić, jak aktywne są ich systemy magmy. Canadian National Seismograph Network została utworzona w celu monitorowania trzęsień ziemi w całej Kanadzie, ale jest zbyt daleko, aby zapewnić dobre wskazanie tego, co się pod nimi dzieje. Może wyczuć wzrost aktywności sejsmicznej, stają się bardzo niespokojne, ale może to być tylko ostrzeżeniem przed dużą erupcją. Może wykrywać aktywność dopiero po rozpoczęciu erupcji wulkanu. Gdyby wybuchły, prawdopodobnie zorganizowano by akcję ratunkową. Międzyagencyjny plan powiadamiania o zdarzeniach wulkanicznych (IVENP) został stworzony w celu nakreślenia procedury powiadamiania niektórych głównych agencji, które byłyby zaangażowane w reakcję na wybuch wulkanu w Kanadzie, erupcję w pobliżu granicy między Kanadą a Stanami Zjednoczonymi lub jakąkolwiek erupcję, która będzie mieć skutki w Kanadzie.
Zobacz też
- Geologia północno-zachodniego Pacyfiku
- Lista wulkanów kaskadowych
- Lista wulkanów w Kanadzie
- Wulkanologia zachodniej Kanady
| Brytyjska Kolumbia |  |
|
|---|---|---|
| Waszyngton | ||
| Oregon | ||
| Kalifornia | ||
- Kanadyjski łuk kaskadowy
- Zakres kaskadowy
- Holoceńska Ameryka Północna
- Wulkanizm holoceński
- Ameryka Północna w okresie miocenu
- Wulkanizm miocenu
- Oligoceńska Ameryka Północna
- Wulkanizm oligoceński
- Plejstoceńska Ameryka Północna
- Wulkanizm plejstoceński
- Pliocen Ameryki Północnej
- Wulkanizm plioceński
- Wulkanizm Kolumbii Brytyjskiej