Mount-Cayley-Vulkanfeld

Entstehung

Der MCVF entstand als ein Ergebnis der fortdauernden Subduktion der Juan-de-Fuca-Platte unter die Nordamerikanische Platte an der Cascadia-Subduktionszone entlang der British Columbia Coast.^[3.1] Diese ist eine 1.094 km lange Verwerfungszone, die 80 km vor der Küste des Pazifischen Nordwestens von Nordkalifornien bis ins südwestliche British Columbia verläuft. Die Platten bewegen sich mit einer relativen Geschwindigkeit von mehr als 10 mm pro Jahr in einem schiefen Winkel zur Subduktionszone aneinander vorbei. Aufgrund des riesigen Verwerfungsgebietes kann die Cascadia-Subduktionszone schwere Erdbeben mit einer Magnitude von 7,0 oder höher hervorbringen. Die Schnittstelle zwischen der Juan-de-Fuca- und der Nordamerikanischen Platte bleibt über Zeiträume von etwa 500 Jahren blockiert. In diesen Zeiträumen bauen sich Spannungen auf; außerdem hebt sich der Rand von Nordamerika. Wenn die Platten schließlich aneinander vorbeigleiten, entlädt sich die über 500 Jahre aufgestaute Energie in einem schweren Erdbeben.^[4]

Im Unterschied zu den meisten Subduktionszonen weltweit gibt es keinen Tiefseegraben entlang des Kontinentalrandes von Cascadia.^[5] Der Grund dafür besteht darin, dass der Columbia River direkt in die Subduktionszone mündet und am Grunde des Pazifiks Schwemmstoffe ablagert, die dort eine riesige Senke füllen. Gewaltige Fluten aus dem prähistorischen Lake Missoula lagerten während des Spät-Pleistozän gewaltige Mengen von Sedimenten in der Senke ab.^[6] In Übereinstimmung mit anderenSubduktionszonen wird der äußere Rand allerdings zusammengepresst, etwa wie bei einer gigantischen Feder.^[4] Wenn sich die aufgestaute Energie in unregelmäßigen Abständen durch das Gleiten entlang der Verwerfung plötzlich entlädt, können an der Cascadia-Subduktionszone sehr schwere Erdbeben auftreten, so beim Kaskadien-Erdbeben am 26. Januar 1700 mit einer Magnitude von 9,0.^[7] Erdbeben entlang der Cascadia-Subduktionszone sind jedoch weniger häufig als erwartet, und es gibt keine Hinweise auf ein Nachlassen der vulkanischen Aktivität über die letzten Jahrmillionen. Eine mögliche Erklärung liegt in der Konvergenzrate zwischen der Juan-de-Fuca- und der Nordamerikanischen Platte. Beide Platten bewegen sich aktuell mit einer Geschwindigkeit von 3 bis 4 cm pro Jahr aneinander vorbei. Das ist nur die halbe Geschwindigkeit der letzten sieben Millionen Jahre.^[5]

Es gibt wissenschaftliche Schätzungen darüber, dass in den letzten 6.000 Jahren mindestens 13 schwere Erdbeben entlang der Cascadia-Subduktionszone auftraten. Das jüngste, das Kaskadien-Erdbeben von 1700, wurde in den mündlichen Überlieferungen der First Nations auf Vancouver Island bewahrt. Es verursachte wahrnehmbare Erschütterungen und einen gewaltigen Tsunami, der den Pazifik querte. Die mit diesem Erdbeben verbundenen schweren Erschütterungen zerstörten Häuser der Cowichan Tribes auf Vancouver Island und verursachten mehrere Erdrutsche. Die von dem Erdbeben ausgelösten Schwankungen machten es den Cowichan unmöglich, stehen zu bleiben, und sie dauerten so lange an, dass die Menschen krank wurden. Der von dem Erdbeben ausgelöste Tsunami zerstörte schließlich ein Winter-Dorf an der Pachena Bay und tötete die dort lebenden Menschen. Das Kaskadien-Erdbeben von 1700 verursachte eine küstennahe Absenkung sowie überschwemmte Feuchtgebiete und Wälder an der Küste, die später unter jüngerem Geröll begraben wurden.^[7]

Subglaziale Vulkane

In der Mitte des MCVF liegt ein subglazialer Vulkan, der als Slag Hill bezeichnet wird. Mindestens zwei stratigraphische Einheiten bilden das Massiv. Der Slag Hill selbst besteht aus andesitischen Lavaströmen und kleinen Anteilen pyroklastischen Gesteins. Im westlichen Teil des Slag Hill gibt es einen Lavastrom, der möglicherweise vor weniger als 10.000 Jahren ausgestoßen wurde; die Altersangabe resultiert aus der Tatsache, dass Merkmale fehlen, die eine Interaktion des vulkanischen Materials mit Eis anzeigen.^[8] Der fluss-bestimmte Tafelvulkan 900 m nordöstlich des Slag Hill besteht aus einer flachgipfligen, steilwandigen Säule aus Andesit. Er steht aus den Überresten vulkanischen Materials hervor, das vom Slag Hill ausgestoßen wurde, repräsentiert jedoch aufgrund seiner geographischen Erscheinung einen eigenständigen vulkanischen Schlot. Dieser kleine subglaziale Vulkan entstand möglicherweise vor 25.000 bis 10.000 Jahren während der nachlassenden Phasen der Fraser-Vereisung.^[9]

Der Cauldron Dome, ein subglazialer Vulkan nördlich des Mount Cayley, liegt westlich des Powder Mountain Icefield. Wie der Slag Hill besteht er aus zwei stratigraphischen Einheiten. Der Obere Cauldron Dome ist eine flachgipflige, ovale Säule aus mindestens fünf andesitischen Lavaströmen, die einem Tafelvulkan ähneln. Die fünf andesitischen Ströme sind Basaltsäulen und wurden wahrscheinlich durch Eis hindurch extrudiert. Die letzte vulkanische Aktivität könnte vor 25.000 bis 10.000 Jahren aufgetreten sein, als dieses Gebiet noch von den Gletschern der Fraser-Vereisung beeinflusst war. Der Untere Cauldron Dome, die jüngste Einheit, aus der der gesamte subglaziale Vulkan besteht, wird von einer flachgipfligen, steilwandigen Säule aus andesitischen Lavaströmen mit einer Länge von 1.800 m und einer maximalen Dicke von 220 m gebildet. Diese vulkanischen Gesteine wurden vor etwa 10.000 Jahren während des Rückzugs der Fraser-Vereisung aus einem Schlot in der Nachbarschaft des Oberen Cauldron Dome extrudiert, der aktuell unter Gletschereis verborgen ist.^[10]

Der Ring Mountain, ein von Lavaströmen dominierter Tafelvulkan, liegt im nördlichen Teil des MCVF und besteht aus einer Säule aus mindestens fünf andesitischen Lavaströmen, die auf einem Berggrat ruhen. Seine steilwandigen Flanken erreichen Höhen von 500 m und bestehen aus vulkanischem Geröll. Dies macht es unmöglich, seine exakte Basishöhe zu messen oder zu ermitteln, aus wie vielen Lavaströmen sein Massiv genau besteht. Bei einer Gipfelhöhe von 2192 m trat am Ring Mountain die letzte vulkanische Aktivität vor 25.000 bis 10.000 Jahren, nahe am Maximum der Fraser-Vereisung auf. Nordwestlich des Ring Mountain liegt ein kleiner andesitischer Lavastrom. Seine chemische Zusammensetzung weicht etwas von der anderer andesitischer Ströme, aus denen der Ring Mountain besteht, ab; möglicherweise wurde er von einem vulkanischen Schlot am oder nahe des Ring Mountain ausgestoßen. Der höher gelegene Teil zeigt einige Merkmale von Lava-Eis-Interaktionen, wogegen die tiefer liegenden Teile dies nicht tun. Aus diesem Grund ist anzunehmen, dass dieser kleinere Lavastrom wahrscheinlich nach dem Ring Mountain entstand, und zwar als das Gletschereis ein größeres Gebiet als heute bedeckte, und dass die Lava über die zu dieser Zeit von Eis bedeckte Region hinaus strömte.^[11]

Weiter nördlich liegt der Little Ring Mountain, ein weiterer von Lavaströmen dominierter Tafelvulkan im nördlichen Teil des MCVF. Er besteht aus einer Säule aus mindestens drei andesitischen Lavaströmen, die auf einem Berggrat ruhen. Seine steilen Flanken erreichen Höhen von 240 m und bestehen aus vulkanischem Geröll. Das macht die Messung seiner Basishöhe ebenso unmöglich wie die exakte Bestimmung der Anzahl der Lavaströme, aus denen sein Massiv besteht. Seine Höhe beträgt 2147 m; die letzte vulkanische Aktivität am Little Ring Mountain datiert auf vor 25.000 bis 10.000 Jahren, nahe dem Maximum der Fraser-Vereisung.^[12]

Die Ember Ridge, ein Berggrat zwischen Tricouni Peak und Mount Fee, besteht aus mindestens acht Lavadomen aus Andesit. Sie entstanden wahrscheinlich vor 25.000 bis 10.000 Jahren, als Lava in der Nähe von Gletschern der Fraser-Vereisung ausgestoßen wurde. Ihr aktuelles Aussehen ist mit ihrem ursprünglichen Aufbau vergleichbar, weil sie nur minimal erodiert wurden. Im Ergebnis zeigen die Dome die für subglaziale Vulkane typische Gestalt und Säulenstruktur. Die chaotischen Formen der Dome der Ember Ridge sind das Ergebnis ausgestoßener Lava, welche in Eistaschen eindrang, von Eruptionen auf unebenen Oberflächen und des Absinkens der Dome im Verlauf der vulkanischen Aktivität, als Geröll ausgestoßen wurde und ältere Säulen bei den eher jüngeren Eruptionen barsten. Der nördlich gelegene Dom, als Ember Ridge North bezeichnet, bedeckt den Gipfel und die Ostflanke des Berggrates. Er besteht aus mindestens einem Lavastrom, der eine Dicke von 100 m erreicht, sowie den schlankesten Säulen im gesamten MCVF. Die geringe Größe der Säulen zeigt an, dass die ausgestoßene Lava sofort abgekühlt wurde; sie sind hauptsächlich am Gipfel des Doms anzutreffen.^[13] Ember Ridge Northeast, der kleinste subglaziale Dom der Ember Ridge, besteht aus einem Lavastrom, der eine Dicke von mehr als 40 m hat.^[14] Ember Ridge Northwest, der am ehesten kreisrunde subglaziale Dom, besteht aus mindestens einem Lavastrom.^[15] Ember Ridge Southeast ist der komplexeste der Dome der Ember Ridge; er besteht aus einer Serie von Lavaströmen mit einer Dicke von 60 m. Außerdem ist er der einzige Dom der Ember Ridge, der aus großen Mengen von Geröll besteht.^[16] Ember Ridge Southwest besteht aus mindestens einem Lavastrom, der eine Dicke von 80 m erreicht. Er ist der einzige subglaziale Dom der Ember Ridge, der Hyaloklastit enthält.^[17] Ember Ridge West besteht nur aus einem Lavastrom mit einer Dicke von 60 m.^[18]

Der Mount Brew, 18 km südwestlich des Erholungsortes Whistler gelegen, ist ein 1757 m hoher Lavadom aus Andesit oder Dazit, der vor 25.000 bis 10.000 Jahren möglicherweise subglazial (d. h. unter Gletschereis) entstand.^[19][20.1] Er besteht möglicherweise aus zwei Lavaströmen, die mit Eis in Kontakt kamen, aber bisher nicht näher untersucht wurden. Sie könnten im selben Zeitraum wie die subglazialen Dome der Ember Ridge entstanden sein, weil sie ähnliche Strukturen, Säulen und Zusammensetzungen wie diese aufweisen.^[19]

Erodierte Vulkane

Der Mount Cayley ist das größte und beständigste eruptive Zentrum im MCVF. Er stellt einen stark erodierten Schichtvulkan dar, der aus dazitischer und rhyodazitischer Lava besteht, die in drei Phasen der vulkanischen Aktivität abgelagert wurde.^[21][22] Die erste eruptive Phase begann ungefähr vor vier Millionen Jahren mit der Eruption dazitischer Lavaströme und pyroklastischer Gesteine, welche zur Entstehung des Mount Cayley führte.^[21][22] Nachfolgender Vulkanismus während dieser vulkanischen Phase schuf einen gewaltigen Lavadom. Dieser funktioniert wie ein Schlotpfropfen und erzeugte Lava-Nadeln, welche die Spitzen am zerklüfteten Gipfel des Cayley bilden.^[22] Nachdem der Mount Cayley entstanden war, setzte die zweite Phase des Vulkanismus vor 2,7 ± 0,7 Millionen Jahren ein.^[21] Diese eruptive Phase war durch den Ausstoß von dazitischer Lava, Tephra und Brekzie gekennzeichnet, welche zur Entstehung eines gezackten vulkanischen Grates führte, der als Vulcan's Thumb bezeichnet wird. Nach anhaltender Erosion, die einen Großteil des ursprünglichen Schichtvulkans zerstörte, setzte vor 0,3 bis 0,2 Millionen Jahren die dritte und letzte Phase ein, die eine mächtige Sequenz dazitischer Lavaströme produzierte. Diese Ströme stammen aus Flankenvulkanen und bewegten sich durch die Täler von Turbid Creek und Shovelnose Creek bis in die Nähe des Squamish River, was zur Entstehung zweier Flankendome führte.^[21][22] Keines der Gesteine, aus denen der Mount Cayley besteht, zeigt Anzeichen von Interaktionen mit Gletschereis, welches mehrere der kleineren benachbarten Vulkane einschloss.^[21]

Unmittelbar südöstlich des Mount Cayley liegt der Mount Fee, ein weitgehend erodierter Vulkan. Er umfasst auch einen von Nord nach Süd verlaufenden Berggrat und ist eines der älteren Objekte des MCVF. Seine vulkanischen Gesteine sind undatiert, aber der große Grad an Zergliederung zeigt gemeinsam mit den Anzeichen von Gletschereis, das den Berg überformt hat, an, dass er vor mehr als 75.000 Jahren noch vor der Wisconsin-Vereisung entstand. Der Mount Fee hat daher keinerlei Anzeichen für die Interaktion mit Gletschereis. Drei Phasen der vulkanischen Aktivität wurden am Mount Fee identifiziert. Die erste eruptive Phase lagerte pyroklastische Gesteine ab, die anschließend weitgehend erodiert wurden. Diese Gesteine sind ein Hinweis auf explosiven Vulkanismus in der gesamten eruptiven Historie des Berges. Die zweite eruptive Phase produzierte eine Serie von Laven und Brekzien an der Ostflanke des Hauptgrates. Diese vulkanischen Gesteine wurden wahrscheinlich bei der Entstehung eines gewaltigen Vulkan abgelagert. Nach einer starken Zergliederung produzierte neuerlicher Vulkanismus der dritten und finalen eruptiven Phase eine Serie viskoser Lavaströme. Diese bilden das Nordende des Hauptgrates und sein schmales, flachgipfliges, steilwandiges nördliches Ende. Dieser vulkanischen Phase folgten ebenso eine Periode starker Erosion und wahrscheinlich eine oder mehrere Perioden der Vergletscherung, welche den zerklüfteten Grat mit Nord-Süd-Ausrichtung schufen, der eine herausragende Landmarke bildet.^[23]

Der Pali Dome, nördlich und nordöstlich des Mount Cayley gelegen, ist ein erodierter Vulkan im zentralen MCVF. Wie der Cauldron Dome besteht er aus zwei stratigraphischen Einheiten. Pali Dome East am Ostrand des Powder Mountain Icefield besteht aus andesitischen Lavaströmen und kleinen Mengen pyroklastischen Materials. Die meisten Lavaströme formen in größeren Höhenlagen eine sanft geneigte Topographie, enden jedoch in aus feinen Säulen bestehenden senkrechten Klippen in tieferen Lagen. Der Vulkanismus setzte möglicherweise vor mindestens 25.000 Jahren ein, könnte aber auch viel früher initiiert worden sein.^[24] Die jüngsten Eruptionen produzierten eine Serie von Lavaströmen, als das Schlotgebiet nicht von Gletschereis bedeckt war. Die Ströme zeigen jedoch in ihren unteren Einheiten Anzeichen von Interaktionen mit Gletschereis, was zeigt, dass sie vor etwa 10.000 Jahren während der Rückzugsphasen der Fraser-Vereisung ausgestoßen wurden. Lavaströme an Eisgrenzen am Pali Dome East bilden Klippen, die Höhen von bis zu 100 m erreichen.^[24] Pali Dome West besteht aus mindestens drei andesitischen Lavaströmen und kleinen Mengen pyroklastischen Materials; sein Schlot ist gegenwärtig unter Gletschereis verborgen.^[25] Das Alter des ältesten Lavastroms ist unbekannt; er könnte jedoch mindestens 10.000 Jahre alt sein. Der zweite Lavastrom wurde ausgestoßen, als das Schlotgebiet nicht unter Gletschereis lag. Der Strom weist jedoch in tieferen Lagen Anzeichen von Interaktionen mit Gletschereis auf, was nahelegt, dass er während der Rückzugsphasen der Fraser-Vereisung ausgestoßen wurde. Der dritte und jüngste Lavastrom wurde größtenteils über dem Gletschereis ausgestoßen, wurde aber an seiner nördlichen Grenze von einem kleinen Gletscher begrenzt. Im Gegensatz zum zweiten Lavastrom war er in tieferen Lagen nicht von Gletschereis eingeschlossen. Das legt nahe, dass er von einer Eruption nach dem Ende der Fraser-Vereisung vor etwa 10.000 Jahren ausgestoßen wurde.^[25]

Lavaströme

Mindestens zwei Sequenzen basaltandesitischer Lavaströme wurden südlich des Tricouni Peak abgelagert. Eine dieser Sequenzen, als Tricouni Southwest bezeichnet, bildet eine Klippe an der Ostseite eines von Nord nach Süd verlaufenden Kanals mit einer Tiefe von 200 m nahe der Mündung des High Falls Creek. Die Ostflanke des Lavastroms, außerhalb des Kanals des High Falls Creek gelegen, hat eine eher durchgehende Struktur. Mehrere feine Säulen und die Gesamtstruktur des Lavastroms legen nahe, dass sein westlicher Teil über die gesamte Länge des Kanals gegen Gletschereis stieß. Nahe seinem südlichen Abschnitt drang Lava in Spalten des Gletschereises ein. Das konnte anhand des Vorhandenseins nadelförmiger Formationen nachgewiesen werden, die bei der Abkühlung entstanden, obwohl viele dieser Strukturen durch Erosionsprozesse zerstört wurden. Andere Merkmale, die anzeigen, dass die Lava von Gletscheris aufgehalten wurde, sind die ungewöhnliche Dicke und die steilen Klippen. Aus diesem Grund ist davon auszugehen, dass der Lavastrom des Tricouni Southwest vor etwa 10.000 Jahren beim Rückzug der regionalen Fraser-Vereisung ausgestoßen wurde. Die Erklärung dafür, dass im westlichen Teil Merkmale für einen Eis-Kontakt angezeigt werden und im östlichen Teil nicht, ist wahrscheinlich, dass die Westflanke in einem von Nord nach Süd verlaufenden Kanal liegt, welche geringerer Sonneneinstralung ausgesetzt war als die ungeschützte Ostflanke. Im Endergebnis zeigt der Westteil des Lavastroms eine Vereisung in einem Zeitraum an, in dem die Osthänge frei von Gletschereis waren.^[26]

Tricouni Southeast, eine weitere vulkanische Sequenz südlich des Tricouni Peak, besteht aus mindestens vier andesitischen oder dazitischen Lavaströmen, die an mehreren Stellen als kleine Klippen und Felsstürze auf ausgedehnt vegetationsbedeckten Flanken zutage treten. Sie erreichen Dicken von 100 m und enthalten kleinere Anteile von Hyaloklastit. Ihre Quellen wurden noch nicht entdeckt, liegen aber wahrscheinlich am Gipfel des Vulkans. Diese Laven bilden Strukturen, die nur an Eisgrenzen ausgebildet werden, was nahelegt, dass alle Lavaströme vor etwa 10.000 Jahren ausgestoßen wurden, als der gewaltige Kordilleren-Eisschild auf dem Rückzug war und Überreste von Gletschereis spärlich auftraten.^[27]

Entlang des Cheakamus River und seiner Nebenflüsse treten die sogenannten Cheakamus-Valley-Basalte zutage. Obwohl sie nicht zwingend als Teil des MCVF kartiert werden, ist diese Sequenz basaltischer Lavaströme den vulkanischen Objekten dieses Vulkanfeldes geologisch ähnlich und vergleichbar alt. Mindestens vier basaltische Ströme bilden die Sequenz; sie wurden zu Zeiten vulkanischer Aktivität aus einem unbekannten Schlot vor 1,6 bis 0,01 Millionen Jahren ausgestoßen. Kissenlava tritt häufig an der Basis dieser Ströme auf, von denen einige durch Hyaloklastit-Brekzie unterlagert ist. Der kanadische Vulkanologe Bill Mathews schlug 1958 vor, dass die Lavaströme zuzeiten subglazialer Aktivität ausgestoßen wurden und durch Spalten oder ins Gletschereis der Fraser-Vereisung geschmolzene Tunnel eindrang. Mathews begründete dies damit, dass das Alter des darunterliegenden Geschiebemergels und das Vorhandensein von Kissenlava nahe dem Boden einiger Laven subaquatischen Vulkanismus nahelegen, die Säulen an den Rändern der Laven rasche Abkühlung anzeigen und das Fehlen paläogeographischer Merkmale offensichtlich ist.^[28]

Petrographie

Der Andesit der Ember Ridge besteht zu 55 % aus bräunlich-grünem vulkanischen Glas mit einer trachytischen Matrix aus Plagioklase. Etwa 35 % dieses Andesits enthält Einsprenglinge aus Hornblende, Augit, Plagioklase und Orthopyroxen, welche als isolierte Kristalle und Klumpen vorkommen. Ein Objekt südlich der Ember Ridge, inoffiziell als Betty's Bump bezeichnet, besteht aus Andesit mit Einsprenglingen aus Plagioklase, Augit und Olivin. Dunkelbraunes vulkanisches Glas bildet zu bis zu 20 % den Andesit von Betty's Bump. Die Beziehung von Betty's Bump zur Ember Ridge ist unklar, aber ersterer repräsentiert wahrscheinlich aufgrund seiner topographischen Isolation ein eigenständiges vulkanisches Objekt.^[3]

Der Little Ring Mountain am Nordende des MCVF besteht zu bis zu 70 % aus braunem vulkanischem Glas mit isolierten Einsprenglingen aus Plagioklase. Vesikel machen bis zu 5 % aus, was nahelegt, dass die Lava subaerisch ausgestoßen wurde. Am Vulkan wurden möglicherweise Quarz-Xenolithe identifiziert, von denen mindestens ein Xenolith im losem Geröll gefunden wurde. Das Xenolithfragment enthält mehrere Quarz-Einschlüsse und polykristalline Quarz-Xenolithe in einer glasigen Matrix mit trachytischer Plagioklase.^[3]

Der Dazit des Mount Fee enthält bis zu 70 % braunen vulkanischen Glases und bis zu 15 % Vesikel. Bis zu 25 % des Dazits enthalten Plagioklase-, Hornblende-, Orthopyroxen- und Orthoklas-Kristalle, außerdem seltene Quarz- und mögliche Kalium-Feldspat-Einsprenglinge. Ein Teil der Südwestflanke des Mount Fee zeigt kein vulkanisches Glas, sondern eher eine kryptokristalline Matrix. Das zeigt an, dass sie sich als Teil einer subvulkanischen Intrusion entwickelt hat.^[3]

Der Andesit des Ring Mountain besteht aus bis zu 70 % braunen vulkanischen Glases und bis zu 15 % Vesikeln. Er enthält eine trachytische Matrix aus Plagioklase. Augit-, Biotit-, Plagioklase- und Hornblende-Mikrokristalle bilden 1 bis 7 % des Andesits. Quarz-Mikrokristalle sind häufig; Kalium-Feldspat-Mikrokristalle kommen möglicherweise auch vor.^[3]

Der Andesit des Slag Hill besteht aus bis zu 70 % dunkelbraunen vulkanischen Glases, wobei die Plagioklase-Matrix verschiedene Abstufungen einer trachytischen Textur zeigt. Weniger als 5 % des Andesits hat eine vesikuläre Textur. Plagioklase-, Hornblende- und Augit-Einsprenglinge machen 1 bis 10 % des Andesits aus. Kalium-Feldspat-Kristalle sind sehr selten und repräsentieren wahrscheinlich Einsprenglinge.^[3]

Geothermische und seismische Aktivität

Mindestens vier seismische Ereignisse sind seit 1985 am Mount Cayley aufgetreten; er ist der einzige Vulkan, bei dem seismische Aktivität im Feld aufgezeichnet wurde.^[29.1] Das legt nahe, dass der Vulkan noch ein aktives Magmasystem enthält, was wiederum die Möglichkeit künftiger eruptiver Aktivität anzeigt.^[30] Obwohl die verfügbaren Daten keine klaren Schlüsse erlauben, zeigt diese Beobachtung doch an, dass einige Vulkane im MCVF aktiv sein könnten und ein bedeutendes Gefahrenpotential darstellen. Diese seismische Aktivität korreliert sowohl mit einigen von Kanadas jüngsten Vulkanen als auch mit langlebigen Vulkanen mit einer Historie bedeutender explosiver Aktivität wie dem Mount Cayley.^[29] Aktuelle seismische Untersuchungen von Angestellten von Natural Resources Canada stützen die Untersuchungen des Lithoprobe-Projekts in der Region um den Mount Cayley, die einen riesigen Reflektor fanden, der als See geschmolzenen Gesteins etwa 15 km unter der Erde interpretiert wurde.^[31.1] Er wird auf eine Länge von 3 km und eine Breite von 1 km bei einer Dicke von weniger als 1,6 km geschätzt. Den Reflektor versteht man als Gang-Komplex, der mit der Entstehung des Mount Cayley assoziiert ist. Die verfügbaren Daten reichen jedoch nicht aus, ihn als möglichen Körper geschmolzenen Gesteins zu betrachten, der durch die Dehydrierung der subduzierten Juan-de-Fuca-Platte entstand. Er wird nahe der schwachen Lithosphäre verortet, wie das auch unter den Vulkanen der Subduktionszone in Japan der Fall ist.^[32]

In den Tälern am Mount Cayley gibt es mindestens fünf Thermalquellen, die mehr Hinweise auf eine magmatische Aktivität liefern.^[21] Dazu gehören Quellen am Shovelnose Creek und am Turbid Creek an der Südflanke des Mount Cayley und am Brandywine Creek an der Ostflanke des MCVF.^[33] Im Allgemeinen findet man sie in Gebieten mit vulkanischer Aktivität, die geologisch gesehen jung sind. Wenn regional vorhandenes Oberflächenwasser durch die Gesteine unter dem MCVF sickert, erreicht es Zonen hoher Temperatur, die ein aktives oder kürzlich erstarrtes Magma-Reservoir umgeben. Hier wird das Wasser aufgeheizt, seine Dichte sinkt, und es steigt entlang von Spalten und Brüchen wieder an die Oberfläche. Diese Objekte werden gelegentlich als sterbende Vulkane bezeichnet, weil sie das letzte Stadium vulkanischer Aktivität anzeigen könnten, wenn das Magma in der Tiefe abkühlt und erstarrt.^[34]

Besiedlung

Mehrere vulkanische Objekte im MCVF wurden 1980 vom Vulkanologen Jack Souther dargestellt, darunter der Mount Cayley, der Cauldron Dome, der Slag Hill, der Mount Fee, die Ember Ridge und der Ring Mountain, welcher damals als Crucible Dome bezeichnet wurde. Dies führte zur Erstellung einer geologischen Karte, die das regionale Gelände und die Lage der Vulkane zeigt.^[3] Die detaillierteste Untersuchung des Mount Cayley wurde in diesem Zeitraum durchgeführt.^[21] Der Little Ring Mountain im äußersten Norden des MCVF war zu dieser Zeit noch nicht untersucht worden und ist deshalb nicht in Souther's Karte von 1980 verzeichnet.^[3] Die Ember Ridge im äußersten Süden des MCVF wurde ursprünglich als Cluster aus fünf Lavadomen kartiert. Der sechste Lavadom, Ember Ridge Northeast, wurde 2001 durch die Doktorandin Melanie Kelman in einem Zeitraum entdeckt, in dem das MCVF näher erforscht wurde.^[14][30]

Die zum Mount Cayley gehörenden Thermalquellen machten das MCVF zu einem Ziel für die Erkundung der geothermischen Potenziale. In British Columbia wurden mindestens 16 geothermal interessante Standorte identifiziert, von denen der Mount Cayley einer von sechs Gebieten darstellt, die für eine kommerzielle Nutzung infrage kommen. Die anderen sind der Meager Creek und der Pebble Creek in der Nähe von Pemberton, die Lakelse Hot Springs in der Nähe von Terrace, der Mount Edziza im Tahltan Highland und die Lillooet-Verwerfungszone zwischen Harrison Lake und der Gemeinde Lillooet.^[35] In flachen Bohrlöchern an der Südwestflanke des Mount Cayley wurden Temperaturen von 50 °C bis zu mehr als 100 °C gemessen.^[22] Das schwere Gelände macht es jedoch zu einer Herausforderung, das geplante 100-MW-Kraftwerk zu realisieren.^[35.1]

Frühzeit

Das MCVF war Gegenstand von Mythen und Legenden der First Nations. Bei den Squamish heißt der Mount Cayley tak'takmu'yin tl'a in7in'axa7en. In ihrer Sprache bedeutet dies „Landeplatz des Donnervogels“.^[36.1] Der Donnervogel ist ein Fabelwesen in der Geschichte und Kultur der nordamerikanischen indigenen Völker. Wenn der Vogel mit seinen Flügeln schlägt, erzeugt er den Donner; die Blitze kommen aus seinen Augen.^[37.1] Von den Felsen, die den Mount Cayley bilden, heißt es, sie seien durch die Blitze des Donnervogels schwarz gebrannt. Dieser Berg wird ‒ wie andere in der Gegend ‒ als heilig verehrt, weil er eine bedeutende Rolle in der Geschichte der Squamish spielt. The Black Tusk, eine Felsnadel aus schwarzem vulkanischem Gestein am Nordufer des Garibaldi Lake im Südosten, trägt denselben indigenen Namen.^[36] Kulturell-zeremonielle Nutzung, Jagd, Fallenstellen und Pflanzensammeln sind rund um den Mount Garibaldi gebräuchlich, doch die bedeutendste Ressource stellte ein Gesteinsmaterial dar, der Obsidian. Obsidian ist ein schwarzes vulkanisches Glas aus dem in den Zeiten vor dem Kontakt mit den Europäern Messer, Meißel, Breitbeile und andere scharfe Werkzeuge hergestellt wurden. Glasiger Rhyodazit wurde gleichfalls von einer Reihe kleinerer Aufschlüsse an den Flanken von Mount Fee, Mount Callaghan und Mount Cayley gesammelt. Dieses Material erscheint in den Gebieten, in denen Ziegen gejagt wurden und am Elaho-Felsüberhang; das Alter der Werkzeuge wird auf etwa 8.000 bis 100 Jahre geschätzt.^[37]

Eine Reihe vulkanischer Gipfel im MCVF wurde von Bergsteigern benannt, die das Gebiet im frühen 20. Jahrhundert erkundeten. Der Mount Fee wurde im September 1928 durch den britischen Bergsteiger Tom Fyles nach Charles Fee (1865–1927) benannt, welcher seinerzeit Mitglied des British Columbia Mountaineering Club in Vancouver war.^[38] Der im Nordwesten gelegene Mount Cayley wurde im September 1928 von Tom Fyles während einer Kletter-Expedition mit dem Alpine Club of Canada nach Beverley Cochrane Cayley benannt. Cayley war eine Freundin der Kletterer und starb am 8. Juni 1928 in Vancouver im Alter von 29 Jahren. Photographien des Mount Cayley wurden während der Expedition von 1928 von Fyles angefertigt und 1931 im Canadian Alpine Journal im Band XX veröffentlicht.^[1]

Schutz und Monitoring

Mindestens ein Objekt im MCVF ist als Provincial Park geschützt. Der Brandywine Falls Provincial Park im Südosten des Vulkanfeldes wurde eingerichtet, um die Brandywine Falls zu schützen, einen 70 m hohen Wasserfall am Brandywine Creek. Er besteht aus mindestens vier Lavaströmen der Cheakamus-Valley-Basalte. Sie sind in Klippen exponiert, welche die Klippen mit einer schmalen Kies-Sequenz auf der ältesten Lavaeinheit umfassen. Diese Lavaströme werden so interpretiert, dass sie durch Erosion in einer Periode mit katastrophalen Überflutungen freigelegt wurden und das Tal, in dem sie sich befinden, bedeutend größer als der in ihm strömende Fluss war. Die gewaltigen Fluten, die das Tal schufen, waren Gegenstand geologischer Untersuchungen von Catherine Hickson und Andree Blais-Stevens. Es wurde angenommen, dass es bedeutende Fluten während der Rückzugsphasen der letzten Kaltzeit gab, als die Entwässerung weiter nördlich im Tal von Überbleibseln des Gletschereises blockiert waren. Eine andere mögliche Erklärung besteht darin, dass subglaziale Eruptionen große Mengen von Schmelzwasser schufen, welche die Oberfläche der exponierten Lavaströme abschabten.^[28.1]

Wie andere vulkanische Zonen im Garibaldi-Vulkangürtel wird das MCVF nicht eng genug durch die Geological Survey of Canada überwacht, um seinen Aktivitätslevel abschätzen zu können. Das Canadian National Seismograph Network wurde als Monitor von Erdbeben in ganz Kanada eingerichtet, aber es ist zu weit entfernt, um genaue Hinweise auf die Aktivität unter dem MCVF geben zu können. Das Seismographen-Netzwerk könnte einen Anstieg der seismischen Aktivität erst dann registrieren, wenn das MCVF sehr unruhig würde, aber dies würde auch nur eine Warnung vor einem heftigen Ausbruch vorhersagen; das System könnte die Aktivität erst dann registrieren, wenn der Ausbruch im MCVF bereits begonnen hätte.^[39][40] Wenn Eruptionen erneut aufträten, wären Prozesse etabliert, um die Hilfsleistungen zu koordinieren. Der Interagency Volcanic Event Notification Plan wurde geschaffen, um die Benachrichtugungsketten unter einigen der wichtigsten Behörden sicherzustellen, die auf einen ausbrechenden Vulkan in Kanada, einen Ausbruch nahe der Grenze zwischen Kanada und den Vereinigten Staaten oder irgendeine Kanada betreffende Eruption zu reagieren hätten.^[41][42]

Erdrutsche

Wie viele andere Vulkane im Garibaldi-Vulkangürtel war auch der Mount Cayley die Quelle mehrerer großer Erdrutsche.^[3] Evans (1990) gab an, dass eine Reihe von Erdrutschen und Schuttströmen am Mount Cayley in den letzten 10.000 Jahren durch vulkanische Aktivität verursacht worden sein könnte.^[31] Bis heute haben sich die meisten geologischen Untersuchungen des MCVF auf die Gefährdungen durch Erdrutsche im Zusammenhang mit dem geothermalen Potential konzentriert.^[3] Eine große Gerölllawine lagerte vor etwa 4.800 Jahren auf einer Fläche von 8 km² vulkanisches Material im benachbarten Squamish Valley ab, welches für lange Zeit den Squamish River staute.^[3][45.1]

Seitdem gab es am Mount Cayley eine Reihe kleinerer Erdrutsche, so vor 1.100 und vor 500 Jahren.^[45] Beide Erdrutsche stauten den Squamish River und ließen flussaufwärts Seen entstehen, die eine begrenzte Zeit lang existierten.^[46.1] Eine Serie von Erdrutschen verursachte 1968 und 1983 erhebliche Schäden an Forstwegen und Forstbeständen, jedoch keine Opfer.^[47] Künftige Erdrutsche am Mount Cayley und ein potentieller Stau des Squamish River sind schwerwiegende geologische Gefahren für die Allgemeinheit sowie für die wirtschaftliche Entwicklung im Squamish Valley.^[46]

Vulkanausbrüche

Die eruptive Aktivität im MCVF ist typisch für den Vulkanismus der Vergangenheit im gesamten Garibaldi-Vulkangürtel. Erdbeben würden sich Wochen bis Jahre unter dem Vulkanfeld ereignen, bevor geschmolzenes Gestein in die Lithosphäre der Erde eindringen würde. Das Ausmaß der Erdbeben und die lokal installierten Seismographen in der Region würden eine Warnung bei der Geological Survey of Canada und möglicherweise eine Weiterentwicklung des Monitorings auslösen. Sollte geschmolzenes Gestein durch die Erdkruste brechen, würde der betroffene Vulkan möglicherweise anschwellen, und das Gebiet könnte aufbrechen, was eine erhöhte hydrothermale Aktivität an den örtlichen Thermalquellen sowie die Entstehung neuer Quellen oder Fumarolen zur Folge hätte. Kleine und möglicherweise große Felsstürze könnten sich gleichfalls ereignen und den nahegelegenen Squamish River für eine kurze Zeit stauen wie das in der Vergangenheit auch ohne seismische Aktivität oder Deformationen im Zusammenhang mit magmatischer Aktivität geschah. An einem bestimmten Punkt könnte das Magma unter der Oberfläche phreatische Eruptionen und Lahare auslösen. Zu einer solchen Zeit wäre der Highway 99 außer Funktion und die Einwohner von Squamish müssten aus dem Einflussgebiet evakuiert werden.^[29]

Wenn geschmolzenes Gestein sich der Oberfläche näherte, würde es höchstwahrscheinlich stärkere Brüche verursachen, die wiederum eine explosive Eruption mit einer bis zu 20 km hohen Eruptionssäule zur Folge hättev. Diese würde den Luftverkehr gefährden, welcher andere Routen abseits der eruptiven Zone suchen müsste. Jeder Flughafen, der unter pyroklastischen Ablagerungen begraben würde, wäre außer Betrieb; dies könnte die Flughäfen in Vancouver, Victoria, Kamloops, Prince George und Seattle betreffen. Die Tephra würde Freileitungen, Satellitenschüsseln, Computer und andere Geräte, die elektrisch betrieben werden, zerstören. Deshalb würden auch Telefone, Radios und Mobilfunk ausfallen. Gebäude und Einrichtungen, die nicht für schwere Lasten ausgelegt sind, könnten unter dem Gewicht der Tephra zusammenbrechen. Die Asche aus der Eruptionssäule würde über dem Schlotgebiet ausfallen und pyroklastische Ströme an den Ost- und Westseiten verursachen, welche die nahegelegenen Täler von Cheakamus River und Squamish River fluten würden. Dies hätte erhebliche Auswirkungen auf den Lachsbestand in den Flussgebieten und könnte erhebliche Mengen Gletschereis schmelzen, was wiederum Schuttströme auslöste, welche bis zum Daisy Lake und nach Squamish reichen und zusätzliche Schäden verursachen würden. Die Eruptionssäule würden dann ostwärts wandern und den Luftverkehr in ganz Kanada von Alberta bis nach Neufundland und Labrador unterbrechen.^[29]

Die explosiven Eruptionen können abebben und vom Ausstoß viskoser Lava gefolgt sein, welche einen Lavadom im neuen Krater entstehen lassen könnte. Niederschläge würden gelegentlich Lahare auslösen, welche anhaltende Probleme in den Tälern von Squamish River und Cheakamus River verursachen würden. Wenn der Lavadom weiter wüchse, würde er schließlich über den Kraterrand hinausragen. Die abkühlende Lava könnte Erdrutsche produzieren, die wiederum eine riesige Zone mit einer Schutthalde im Tal des Squamish River entstehen ließe. Wenn dann der Lavadom weiter wüchse, könnte er gelegentlich kollabieren und gewaltige pyroklastische Ströme erzeugen, die erneut die Täler von Squamish und Cheakamus River fluteten. Von den pyroklastischen Strömen ausgesandte Tephra würde erneut Aschesäulen von mindestens 10 km Höhe erzeugen, was zur wiederholten Ablagerung von Tephra in den Gemeinden Whistler und Pemberton führte und erneut den regionalen Flugverkehr unterbräche. Lava aus dem instabilen Dom könnte gelegentlich kleinere pyroklastische Ströme, Explosionen und Eruptionssäulen hervorrufen. Die Gemeinde Squamish würde aufgegeben, der Highway 99 würde außer Betrieb und zerstört sein, und der Verkehr zwischen Vancouver, Pemberton und Whistler müsste längerfristig einen Umweg über den Osten nehmen.^[29]

Die Eruptionen würden wahrscheinlich eine gewisse Zeit anhalten und von Jahren nachlassender sekundärer Aktivität gefolgt. Die erstarrende Lava würde gelegentlich Teile des Vulkan einstürzen lassen und pyroklastische Ströme auslösen. Geröll an den Flanken des Vulkans und in den Tälern würde gelegentlich in Form von Gerölllawinen frei werden. Es würde einen gewaltigen Aufwand an Bauten erfordern, um Squamish und den Highway 99 wiederherzustellen.^[29]