El Arco de las Cascadas Canadienses, también llamado Cascadas Canadienses, es el segmento canadiense del Arco Volcánico de las Cascadas de América del Norte. Situado completamente dentro de la provincia canadiense de Columbia Británica, se extiende desde las Montañas Cascada en el sur hasta las Montañas de la Costa en el norte. Específicamente, el extremo sur de las Cascadas Canadienses comienza en la frontera entre Canadá y los Estados Unidos. Sin embargo, no se conocen con precisión los límites específicos del extremo septentrional y la geología de esta parte del arco volcánico no se conoce bien. Los geólogos aceptan ampliamente que el arco de las Cascadas Canadienses se extiende a través de las cordilleras del Pacífico de las Montañas Costeras. Sin embargo, otros han expresado su interés por el hecho de que el arco volcánico se extienda posiblemente más al norte en la cordillera de Kitimat, otra subdivisión de las montañas costeras, e incluso tan al norte como Haida Gwaii (antes conocida como las islas Reina Carlota).
Durante los últimos 29 millones de años, el Arco de las Cascadas Canadienses ha entrado en erupción en una cadena de volcanes a lo largo de la costa de la Columbia Británica. Al menos cuatro zonas volcánicas de la Columbia Británica están relacionadas con el vulcanismo del Arco de las Cascadas. Esto incluye una gran meseta volcánica en el interior y tres cinturones volcánicos lineales en la costa. Se formaron durante diferentes períodos geológicos, separados por millones de años, y se producen en tres regiones denominadas back-arc, main-arc y fore-arc. El más joven de los tres cinturones ha estado esporádicamente activo durante los últimos 4,0-3,0 millones de años, y la última erupción ha tenido lugar posiblemente en los últimos 1.000 años. Hace unos 2.350 años, se produjo una importante erupción explosiva, que envió una masiva columna de cenizas a la atmósfera. Esta es reconocida como la mayor erupción volcánica en todo Canadá en los últimos 10.000 años.
En tiempos históricos, el Arco de la Cascada Canadiense ha sido considerablemente menos activo que la porción americana del arco volcánico. Tampoco tiene registros de erupciones históricas. No obstante, el arco volcánico representa una amenaza para la región circundante. Cualquier peligro volcánico -desde los deslizamientos de tierra hasta las erupciones- puede suponer un riesgo importante para los seres humanos y la vida silvestre. Aunque no hay erupciones históricas en el arco de cascada canadiense, es muy probable que se reanude la actividad eruptiva; si esto ocurriera, se organizarían rápidamente actividades de socorro. Equipos como el Plan Interinstitucional de Notificación de Eventos Volcánicos (IVENP) están preparados para notificar a las personas amenazadas por las erupciones volcánicas.
Geología
Formación El Arco de las Cascadas fue creado originalmente por la subducción de la ahora desaparecida Placa Farallón en la zona de subducción de la Cascada. Después de 28 millones de años, la Placa Farallón se segmentó para formar la Placa Juan de Fuca, que continúa subduciéndose bajo el Pacífico Noroeste de Norteamérica. En los últimos millones de años, el volcanismo ha disminuido a lo largo del arco volcánico. La explicación probable radica en la tasa de convergencia entre las placas Juan de Fuca y Norteamérica. Estas dos placas tectónicas convergen actualmente entre 3 cm (1,2 pulgadas) y 4 cm (1,6 pulgadas) por año. Esto es sólo la mitad de la tasa de convergencia de hace siete millones de años. alt=Map of the Cascadia subduction zone and location of nearby volcanoes along coastal United States and Canada.|izquierda|miniaturadeimagen| Área de la zona de subducción de Cascadia y el moderno Arco Volcánico de las Cascadas Debido a la gran área de la falla, la zona de subducción de Cascadia puede producir grandes terremotos de magnitud 7.0 o más. La interfase entre las placas de Juan de Fuca y las norteamericanas permanece bloqueada por períodos de unos 500 años. Durante estos períodos, la tensión se acumula en la interfase entre las placas y causa el levantamiento del margen norteamericano. Cuando la placa finalmente se desliza, los 500 años de energía almacenada se liberan en un terremoto masivo. El más reciente, el terremoto de 1700 en Cascadia, fue registrado en las tradiciones orales de los pueblos de las Primeras Naciones en la isla de Vancouver. Causó considerables temblores y un masivo tsunami que viajó a través del Océano Pacífico. El significativo temblor asociado a este terremoto demolió las casas de las tribus Cowichan en la Isla de Vancouver y causó varios deslizamientos de tierra. También hizo muy difícil que el pueblo Cowichan se mantuviera en pie, y los temblores fueron tan prolongados que enfermaron. El tsunami generado por el terremoto acabó devastando un pueblo de invierno en la Bahía de Pachena, matando a toda la gente que vivía allí. El terremoto de Cascadia de 1700 causó un hundimiento cerca de la costa, sumergiendo pantanos y bosques en la costa que luego quedaron enterrados bajo los escombros más recientes.
A diferencia de la mayoría de las zonas de subducción en el mundo, no hay una fosa oceánica profunda presente a lo largo del margen continental en Cascadia. La razón es que la desembocadura del río Columbia desemboca directamente en la zona de subducción y deposita limo en el fondo del Océano Pacífico, enterrando esta gran depresión. Las enormes inundaciones del prehistórico lago glaciar Missoula durante el Pleistoceno tardío también depositaron grandes cantidades de sedimento en la fosa. Sin embargo, como en otras zonas de subducción, el margen exterior se está comprimiendo lentamente como un manantial gigante. Cuando la energía almacenada se libera repentinamente por deslizamiento a través de la falla a intervalos irregulares, la zona de subducción de Cascadia puede crear terremotos muy grandes, como el terremoto de Cascadia de magnitud 9.0 del 26 de enero de 1700.
Volcanismo de arco principal
Cinturón volcánico de Pemberton La actividad volcánica del arco principal comenzó en el extremo sur del Cinturón Volcánico de Pemberton hace unos 29 millones de años, durante la época del Oligoceno medio. Luego se desplazó hacia el norte a la región de Coquihalla hace 22 millones de años, seguida por el vulcanismo cerca de la ciudad de Pemberton hace 16 o 17 millones de años. En la zona de Salal Creek, la actividad volcánica se produjo hace 8 millones de años y el volcán más septentrional del Cinturón de Pemberton se formó hace 6,8 millones de años. El inicio del volcanismo del Cinturón de Pemberton hacia el norte indica que el borde de la ventana atenosférica de una placa se estaba moviendo hacia el norte bajo la Columbia Británica entre, al menos, el inicio del volcanismo de arco hace 29 millones de años y la erupción del volcán más septentrional hace 6,8 millones de años. Algunos científicos han sugerido que la extensa Formación Masset en Haida Gwaii es una extensión hacia el norte del Cinturón Volcánico de Pemberton. Sin embargo, la geoquímica y la vulcanología física de la Formación Masset indica que se formó en un ambiente de rifting en contraste con otras características del Cinturón de Pemberton.
La extensa erosión del Cinturón Volcánico de Pemberton ha eliminado la mayoría de sus picos volcánicos, exponiendo sus sistemas de magma. Estos forman varios cuerpos intrusivos como batolitos y stock. El cese del volcanismo en el Cinturón de Pemberton podría haber sido causado por el empuje de la placa subducida de Juan de Fuca después de que se formara hace unos 6,0 millones de años. Este cambio en la tectónica creó el moderno Arco de la Cascada Canadiense, así como la Cordillera de la Cascada y las Montañas Olímpicas
Batolito de Chilliwack derecha|miniaturadeimagen| La mayor parte de la montaña Slesse en las montañas de las Cascadas está formada por diorita gris del batolito Chilliwack El primer evento volcánico de hace 29 millones de años formó las rocas intrusivas del gran batolito de Chilliwack, que se extiende hacia el sur hasta el estado de Washington. En Canadá, el batolito consiste en rocas que van desde el gabro de cuarzo hiperestenso hasta el granito de albita. Hay tres plutones principales. El más antiguo y más extenso es un plutón de zona irregular compuesto de diorita de cuarzo en los márgenes, que se gradúa hacia el interior a través de la granodiorita hasta un pequeño núcleo de granito. Este plutón está expuesto a ambos lados del Lago Chilliwack, un estrecho lago con tendencia norte-sur en las Montañas Cascada. Dos plutones más jóvenes, consistentes en monzonita leucocrática casi homogénea de cuarzo biotita, están situados al norte del lago de Chilliwack y a 3,2 km al este de la montaña Slesse.
Complejo volcánico Coquihalla El volcanismo hace 22 a 21 millones de años formó el complejo volcánico de Coquihalla a unos 32 km al noreste de Hope. Comprende rocas volcánicas e intrusivas que son de composición calcárea-alcalina a intermedia. La montaña de Coquihalla, la cumbre más alta de la Cordillera de Bied con una elevación de 2.157 m (7.077 pies), es un importante estratovolcán conservado y representa uno de los pocos volcanes del Mioceno que quedan en el suroeste de la Columbia Británica. Como resultado, el complejo volcánico de Coquihalla ha sido objeto de estudios geológicos para anunciar los restos de lo que podría haber sido una extensa cubierta de rocas volcánicas durante la primera época del Mioceno. El Complejo del Coquihalla también tiene una composición ígnea diferente a la de los volcanes del Arco de la Cascada canadiense que se formaron en los últimos dos millones de años. Las tobas de riolita son las rocas ígneas primarias que componen el complejo volcánico de Coquihalla, con pequeñas cantidades de basalto o andesita presentes. Esto contrasta con los modernos volcanes de la Cascada Canadiense en que están compuestos principalmente de rocas volcánicas en el rango de composición de basalto a andesita, con pocas rocas de composición más félica que la dacita. También se han producido cambios en la composición del magma en la porción americana del Arco de la Cascada. izquierda|miniaturadeimagen| La Montaña Coquihalla, un pico volcánico en el Cinturón Volcánico de Pemberton que estuvo activo durante la primera época del Mioceno . El complejo volcánico de Coquihalla comenzó su formación cuando grandes flujos piroclásticos entraron en erupción en una superficie erosiva. El vaciado de la cámara de magma poco profunda causó la inclinación de la inconformidad en el plutón del Águila, que está situado al sureste. Junto con las fallas, la inclinación y el hundimiento, las brechas de avalancha se deslizaron repetidamente de las exposiciones excesivamente empinadas del Grupo Pasayten y del plutón del Águila. Después de que la actividad volcánica depositara una secuencia de rocas piroclásticas de 1.000 m de espesor, siguió un período de inactividad. Fue durante este tiempo que se depositó un conglomerado localizado, arenisca y una gran lámina de brechas del clastón de Pasayten.