Vulkanismus des Mount Edziza Volcanic Complex

Der Vulkanismus des Mount Edziza Volcanic Complex in der kanadischen Provinz British Columbia beschreibt die Geschichte des Vulkanismus am Mount Edziza Volcanic Complex (MEVC) über einen Zeitraum von mehr als sieben Millionen Jahren. Er fand während fünfer Zyklen der magmatischen Aktivität statt, bei denen jeder Zyklus weniger vulkanisches Material produzierte als der vorhergehende. Der Vulkanismus in diesen Zyklen schuf verschiedene Typen von Vulkanen, darunter Schlackenkegel, Schichtvulkane, subglaziale Vulkane, Schildvulkane und Lavadome. Eine ungefähr 1.000 km² große vulkanische Hochebene bildet die Basis des MEVC, den der sukzessive Ausstoß hochmobiler Lavaströme geschaffen hat. Vulkanische Gesteine wie Basalt, Trachybasalt, Benmoreit, Latit, Mugearit, Trachyt und Rhyolith wurden von einer Vielzahl von Eruptionen des MEVC abgelagert; die sechs letzten der aufgeführten Gesteinstypen sind die Produkte unterschiedlicher Grade der magmatischen Differentiation in unterirdischen Magmakammern. Neuerlicher effusiver Vulkanismus konnte lokale Fließgewässer durch Lavaströme aufstauen, wogegen neuerlicher explosiver Vulkanismus den Luftverkehr beeinträchtigen könnte, wenn vulkanische Asche über Teile von Nordwest-Kanada verbreitet würde. Mindestens 10 unterschiedliche Ströme aus Obsidian wurden durch den Vulkanismus des MEVC produziert, von denen in prähistorischen Zeiten einige durch die indigenen Völker zu Werkzeugen und Waffen verarbeitet wurden.

Der erste magmatische Zyklus fällt in die Zeit vor 7,5 bis 6 Millionen Jahren und wird von der Raspberry-Formation, der Little-Iskut-Formation und der Armadillo-Formation repräsentiert, von denen jede das Produkt einer eigenständigen eruptiven Periode ist. Drei unterschiedliche Perioden eruptiver Aktivität kennzeichnen auch den zweiten magmatischen Zyklus vor sechs bis einer Million Jahre; sie sind durch die Nido-Formation, die Spectrum-Formation und die Pyramid-Formation gekennzeichnet. Der dritte magmatische Zyklus vor etwa einer Million Jahre wird durch die Ice-Peak-Formation, die Pillow-Ridge-Formation und die Edziza-Formation repräsentiert, von denen auch wieder jede das Produkt einer eigenständigen eruptiven Periode ist. Auch den vierten magmatischen Zyklus vor 0,8 bis 0.2 Millionen Jahren charakterisieren drei eigenständige Perioden eruptiver Aktivität; diese werden durch die Arctic-Lake-Formation, die Klastline-Formation und die Kakiddi-Formation repräsentiert. Der fünfte magmatische Zyklus begann vor mindestens 20.000 Jahren und könnte noch andauern; die einzelnen voneinander unterscheidbaren eruptiven Perioden dieses magmatischen Zyklus' sind durch die Big-Raven-Formation repräsentiert.

Der Mount Edziza Volcanic Complex ist eine linear angeordnete Gruppe von Vulkanen im nordwestlichen British Columbia.^[6.1][7.1] Er ist etwa 65 km lang und 20 km breit, und besteht aus mehreren Schichtvulkanen, Schildvulkanen, subglazialen Vulkanen, Lavadomen und Schlackenkegeln.^{[6.2][5.3][8]} Zu diesem Vulkankomplex gehört ein weitläufiges, steilwandiges intermontanes Plateau, das von einer Basis-Höhe von 760 bis 816 m aus aufragt.^{[6.1][9.1][10.1]} Ein nordwärts strebender, elliptischer Schildvulkan, der aus vielfältigen flachliegenden Lavaströmen besteht, bildet das Plateau, welches von mehreren kleineren vulkanischen Strukturen des Komplexes gekrönt wird. Vier Zentralvulkane mit felsischer ^a Zusammensetzung überlagern das Plateau, von denen der Mount Edziza mit einer Höhe von 2786 m der höchste ist. Das Plateau wird in drei kleinere Plateaus unterteilt; von Nord nach Süd sind dies das Big Raven Plateau, das Kitsu Plateau und das Arctic Lake Plateau.^[6.1]

Der MEVC ist einer der größten Vulkankomplexe in Nordamerika; er hat eine Fläche von etwa 1.000 km² und enthält etwa 665 km³ vulkanischen Materials.^[7.2][11.1] Nach dem Level Mountain ist der MEVC das größte eruptive Zentrum in der Northern Cordilleran Volcanic Province, welche sich vom nordwestlichen British Columbia nordwärts durch das Yukon-Territorium bis in den äußersten Osten von Alaska erstreckt.^[7.3] Diese vulkanische Provinz ist das vulkanisch aktivste Gebiet in Kanada, in dem sich in den vergangenen 500 Jahren mindestens drei Eruptionen ereigneten.^[12] Der Vulkanismus der Northern Cordilleran Volcanic Province setzte vor 20 Millionen Jahre ein. Er hat seine Ursache im Rifting der Nordamerikanischen Kordillere, welches von den Änderungen in der relativen Plattenbewegung zwischen der Nordamerikanischen und der Pazifischen Platte angetrieben wird.^[7.4]

Die Eruptionsrate des MEVC variierte im Lauf seiner langen vulkanischen Vergangenheit. Als die Eruptionen im Vulkankomplex vor mindestens 7,4 Millionen Jahren begannen, erhöhte sich die Rate des Magmatismus in der Northern Cordilleran Volcanic Province von 100.000 auf 300.000 m³ pro Jahr.^[4.1][7.2] Vor 4 bis 3 Millionen Jahren trat am MEVC und in der Northern Cordilleran Volcanic Province eine magmatische Ruhephase ein.^[7.2] Der Magmatismus der Northern Cordilleran Volcanic Province kehrte danach zu einer relativ konstanten Rate von 100.000 m³ pro Jahr zurück, was signifikant weniger als die geschätzte Rate für die Kaskaden-Vulkane im Westen Nordamerikas darstellt.^[7.5] Im MEVC traten Eruptionen im gegenwärtigen Holozän etwa aller 379 Jahre auf; diese Rate bezieht sich auf die Anzahl der nachgewiesenen holozänen Eruptionen in den letzten 11.000 Jahren, von denen es mindesten 29 gibt. Dies macht den MEVC zum aktivsten eruptiven Zentrum in Kanada während des gesamten Holozäns; seine relativ häufigen Eruptionen machen ihn auch zu einem der gefährlichsten vulkanischen Komplexe in Kanada.^[14.1]

Die voluminösesten vom Vulkanismus des MEVC produzierten Gesteine sind mafische ^b Alkalibasalte und Hawaiite, welche etwa 60 % des insgesamt ausgestoßenen Volumens repräsentieren.^[15.1] Felsische peralkaline Gesteine ^c wie Trachyt, Comendit und Pantellerit wurden ebenfalls durch den Vulkanismus des MEVC produziert und repräsentieren etwa 40 % des gesamten ausgestoßenen Volumens, was sich aus der lang andauernden fraktionierten Kristallisation ^d mantelbürtigen basaltischen Magmas in Magmakammern ergab.^[3.1][15.1] Ein peralkaliner Vulkanismus mit ähnlicher chemischer, mineralogischer und isotopischer Zusammensetzung ereignete sich auch an der Rainbow Range im zentralen British Columbia sowie am Afar-Dreieck in Ostafrika und im Great Basin des westlichen Nordamerika.^[4.2] Vulkanische Gesteine intermediärer Zusammensetzung wie Benmoreit, Trachybasalt, Mugearit und Latit wurden in relativ kleinen Mengen produziert; sie waren die Ergebnisse alkalibasaltischen Magmas, das über einen kürzeren Zeitraum in gewaltigen unterirdischen Magmakammern gespeichert war.^[3.1] Die chemische und petrographische Zusammensetzung der Gesteine des MEVC ist kennzeichnend für einen bimodalen Vulkanismus, ein mit dem kontinentalen Rifting zusammenhängendes Phänomen.^[5.4]

Der Vulkanismus des MEVC in den letzten 8 Millionen Jahre kann in fünf Zyklen magmatischer Aktivität gegliedert werden, von denen jeder mit der Effusion von Alkalibasalt begann und im Ausstoß felsischen Magmas gipfelte.^[5.2][3.1] Jeder Zyklus war weniger produktiv als der vorhergehende. Der erste magmatische Zyklus lagerte etwa 290 km³ vulkanischen Materials ab. Die Eruptionen im zweiten und dritten magmatischen Zyklus lagerten etwa 255 km³ bzw. 97 km³ vulkanischen Materials ab.^[5.2] Der Vulkanismus im vierten magmatischen Zyklus produzierte etwa 15 km³ vulkanischen Materials, während der fünfte Zyklus nur eine unerhebliche Menge vulkanischen Materials produzierte.^[5.2][4.2] Der vierte und der fünfte magmatische Zyklus sind möglicherweise Teil eines viel größeren Zyklus, der auch noch andauern könnte.^[4.2]

Der erste magmatische Zyklus war auf das Obermiozän vor 7,5 bis 6 Millionen Jahren beschränkt. In diesem magmatischen Zyklus können drei Eruptionsperioden unterschieden werden, von denen jede unterschiedliche Typen vulkanischer Gesteine produzierte. Die erste Eruptionsperiode wird durch Alkalibasalt- und Hawaiit-Ströme der Raspberry-Formation repräsentiert.^[5.2] Sie liegen direkt auf den älteren Gesteinen des Stikine-Terrans auf und sind entlang des Mess Creek Escarpment exponiert.^[5.5] Die Little-Iskut-Formation repräsentiert die zweite Periode der eruptiven Aktivität; sie besteht hauptsächlich aus Trachybasalt-Strömen und Brekzie, welche die Raspberry-Formation überlagern.^[5.6] Die Eruptionen der Little-Iskut-Periode folgten entweder unmittelbar auf die Raspberry-Zeit oder erfolgten gleichzeitig mit ihnen, was aus dem Fehlen einer erodierten Oberfläche zwischen den beiden Formationen geschlossen werden kann.^[4.1] Die dritte Eruptionsperiode wird durch Alkalibasalt, Comendit und Trachyt der Armadillo-Formation repräsentiert, welche die Little-Iskut-Formation überlagert.^[5.6]

Die Raspberry-Eruptionsperiode begann vor 7,4 Millionen Jahren mit der Effusion basaltischer Lavaströme auf einer erodierten Oberfläche nahe dem Raspberry Pass.^[5.7][4.3] Mehr als 83 km³ Lavaströme wurden in rascher Abfolge extrudiert und schufen einen obermiozänen Schildvulkan.^[5.8] Sie erreichten eine maximale Dicke von mehr als 300 m nahe ihrer Quelle und flachten bis auf nur wenige Meter Dicke an ihrem Terminus ab.^[5.9] Die Unterbrechung des lokalen Entwässerungssystems durch die Lavaströme ging von einem Cluster kleiner Flankenvulkane südöstlich des Raspberry-Schildvulkans aus und endete mit der Entstehung des sogenannten Raspberry Lake im oberen Little Iskut River Valley.^[5.10] In dieser Periode wurden mindestens 25 Lavaströme extrudiert, von denen jeder eine Dicke von 1 bis 30 m erreichte.^[4.3] Bis zum Ende der Raspberry-Eruptionsperiode hatte der Raspberry-Schildvulkan eine Fläche von mindestens 775 km² bedeckt und erreichte eine Höhe von fast 2100 m.^[5.9] Der Vulkanismus in der Raspberry-Zeit hatte keine längeren Perioden der Ruhe wie das Fehlen von fluvialen Schichten zwischen den einzelnen Raspberry-Lavaströmen belegt.^[4.3]

Durch die Raspberry-Eruptionen wurden etwa 119 km³ vulkanischen Materials abgelagert, was die Raspberry-Formation vom Volumen her zur zweitgrößten geologischen Formation des ersten magmatischen Zyklus' macht.^[5.2][17.1] Nachdem die Raspberry-Eruptionsperiode zu einem Ende gekommen war, hatte die Erosion am Raspberry Lake mit der Schaffung einer Kerbe am Ostende des Lavadamms bereits eingesetzt.^[5.11] Der Raspberry-Schildvulkan, die assoziierten Flankenvulkane und die Asche-Bänke waren bereits durch die Erosion verschwunden, aber die verbleibenden Täler und Tiefebenen füllten sich mit dicken Pfeilern basaltischer Lavaströme, welche später durch die viel jüngeren Vulkane des Mount Edziza und der Spectrum Range überlagert wurden.^[5.12] Außer an der Basis des Mess Creek Escarpment ist der Raspberry-Basalt auch entlang der Füße der Artifact Ridge und der Obsidian Ridge exponiert sowie südlich und südöstlich des Mount Edziza.^[18]

Kalium-Argon-Datierungen der vulkanischen Gesteine, die während dieser Eruptionsperiode entstanden, ergaben eine große Varietät des Alters. Dazu gehören 11,4 ± 1,5 Millionen Jahre, 8,4 ± 0,4 Millionen Jahre und 6,4 ± 0,3 Millionen Jahre für den Raspberry-Hawaiit sowie 6,1 ± 0,4 Millionen Jahre und 5,5 ± 0,1 Millionen Jahre für den Raspberry-Alkalibasalt, wobei ersterer anomal alt ist und die größte Fehlerspanne aufweist.^[4.3][5.13] Relativ große Gehalte an Luft und eine pervasive (allgegenwärtige) Carbonat-Umwandlung in den Raspberry-Gesteinen ist wahrscheinlich die Ursache für die großen Altersspannen.^[4.3] Ein minimaler Zeitraum für die Datierung des Raspberry-Vulkanismus beträgt 7,4–6,2 Millionen Jahre.^[4.1]

Die Little-Iskut-Eruptionsperiode setzte vor 7,2 Millionen Jahren nahe dem Raspberry Lake südlich des heutigen Raspberry Pass ein.^[4.1][5.14] Interaktionen zwischen dem Seewasser und dem ausgestoßenen Magma führten zu mehreren zerstörerischen phreatischen Explosionen, von denen die größeren Asche und granulare Partikel über den Großteil des Seegrunds verstreuten.^[5.11] Den phreatischen Explosionen folgte der Ausstoß von Trachybasalt-Strömen, welche mit der Bildung eines Lavadoms am Grund des Raspberry Lake begannen; dieser Lavadom wuchs schließlich über die Oberfläche des Sees hinaus und setzte die vulkanischen Eruptionen fort, um schließlich eine kleine Vulkaninsel zu bilden.^[5.15] Neuerlicher Vulkanismus transformierte schließlich diese kleine Insel in einen breiten Schildvulkan, der das Nordufer des Raspberry Lake überlagerte.^[5.16] Bis zu dieser Zeit wurde ein Großteil des ursprünglichen Sees durch zerbrochene Gesteinsfragmente ersetzt, die durch das Abschrecken und Bersten der Lava durch den Thermal-Schock entstanden waren.^[4.1][5.15] Anschließende Eruptionen des Little-Iskut-Schildvulkans produzierten dicke, unregelmäßige, zufällig zusammengebackene Lavaströme, die sich die sanften östlichen, südlichen und westlichen Flanken abwärts bewegten.^[4.1][5.17] Lava, die die östlichen und südlichen Flanken herabströmte, drang in die schrumpfenden Überreste des Raspberry Lake ein, während sich die die Westflanke herabströmende Lava mit dem älteren Raspberry-Schildvulkan vereinigte.^[5.17]

Die Little-Iskut-Eruptionen waren viel weniger voluminös als die der Raspberry-Eruptionsperiode und lagerten nur 14,6 km³ vulkanischen Materials ab; dies macht die Little-Iskut-Formation zur vom Volumen her kleinsten geologischen Formation des ersten magmatischen Zyklus'.^[5.2][17.1] Erodierte Reste der Trachybasalt-Ströme aus der Little-Iskut-Eruptionsperiode sind in einem 10 km breiten Gebiet nordöstlich der Spectrum Range exponiert, wo sie Teile der Artifact Ridge und der Obsidian Ridge bilden.^[18][5.18] Diese Ströme rangieren von etwa 300 m Dicke nahe dem Zentrum der Artifact Ridge bis 90 m rund um die äußeren Grenzen, was nahelegt, dass ihre Quelle nahe der Artifact Ridge lag. Dies wird durch die Existenz von Dykes ^e an der Nordseite des Artifact Creek Valley gestützt, aus welchen sich die überlagernden Trachybasalt-Ströme gespeist haben könnten.^[5.18] Für den Little-Iskut-Trachybasalt wurde eine einzelne Kalium-Argon-Datierung durchgeführt, die ein Alter von 7,2 ± 0,3 Millionen Jahren ergab.^[4.4]

Die nächste Eruptionsperiode, die Armadillo-Periode, fällt in die Zeit zwischen 7 und 6 Millionen Jahre vor heute.^[5.2][6.3] Sie begann mit explosiver Aktivität in einem Schlot der Cartoona Ridge, welche einen 10 km langen Aschestrom und die pyroklastische Ablagerung von Bims verursachte, welch letztere sich über ein Gebiet von mehreren hundert Quadratkilometern verteilten.^[5.19] Diesen Ereignissen folgte die Effusion viskoser Trachyt- und Rhyolith-Lava, welche sich rund um das Schlotgebiet auftürmten und steilwandige, einander überlappende Dome schufen. Als die Lavadome ihr Wachstum fortsetzten, wurden ihre Hänge übersteil, sodass die Lava gezwungen war, sich aus dem Schlotgebiet herauszubewegen.^[5.20] Schließlich bedeckten knollige Hügel aus Trachyt und Rhyolith einen Großteil des südöstlichen Hochlands des MEVC; diese Dome wurden schließlich erodiert und schufen klastische ^f Ablagerungen.^[5.20][4.5]

Die rasche Entleerung einer Magmakammer in geringer Tiefe, fast 8 km südlich der Cartoona Ridge, führte zur Entstehung der 3 km im Durchmesser messenden Caldera Armadillo Peak.^[6.3][5.21] Brüche in der Decke der Magmakammer boten für Trachyt-Magma Auswege, um den Grund der Caldera zu erreichen, was zur Entstehung von Lavaseen innerhalb der neu entstandenen Senke führte. Größere Volumina von Lava überwanden schließlich die Grenzen der Caldera und erzeugten so eine fast 13 km lange und 460 m dicke Abfolge aus Trachyt- und Rhyolith-Strömen, welche sich nach Westen erstreckt.^[5.20] Ein 180 m dicker Überrest von Trachytströmen, die innerhalb der Caldera gespeichert waren, bildet den 2194 m hohen Gipfel des Armadillo Peak, der an seinem südlichen Rand liegt.^[6.3][5.22] In der Mitte der Caldera hat Erosion mehrere Granit-Intrusionen freigelegt, die in Form von Gängen, Dykes und unregelmäßigen Ganggesteinsmassen vorliegen.^[4.5]

In der Armadillo-Eruptionsperiode waren weitere vulkanische Zentren aktiv.^[5.20] Der Tadeda Peak und das IGC Centre, Flankenschlote der Armadillo Peak Caldera, produzierten Trachyt und Rhyolith.^[5.23] Alkalibasalt, Hawaiit und Trachybasalt-Ströme wurden vom Sezill Volcano und dem Little-Iskut-Schildvulkan ausgestoßen; viele von ihnen sind am Mess Creek Escarpment zutage getreten.^[5.24] Die mächtigsten Abschnitte der Armadillo-Basalt-Ströme sind am Sezill Creek Canyon, am Kadeya Creek Canyon und nahe dem südwestlichen Teil des Raspberry Pass exponiert, wo sie eine Dicke von bis zu 180 m erreichen.^[5.25] Einzelne Ströme aus Alkalibasalt sind dünnschichtig und voluminös, was nahelegt, dass sie zum Zeitpunkt ihrer Eruption hochflüssig waren.^[4.5]

Die Armadillo-Eruptionen lagerten 159 km³ vulkanischen Materials ab, was die Armadillo-Formation zu voluminösesten geologischen Formation des ersten magmatischen Zyklus macht.^[5.2][17.1] Ein anomal hohes Alter, das mithilfe einer Kalium-Argon-Datierung ermittelt wurde, beträgt 10,2 ± 1.4 Millionen Jahre und wurde aus Armadillo-Comendit bestimmt.^[4.6] Kalium-Argon-Datierungen, die eher der vulkanischen Stratigraphie entsprechen, ergaben 6,9 ± 0,3 Millionen und 6,1 ± 0,1 Millionen Jahre in comenditischen Ascheströmen, 6,9 ± 0,3 Millionen Jahre in comenditischem Glas und 6,5 ± 0,2 Millionen Jahre, 6,3 ± 0,5 Millionen Jahre, 6,2 ± 0,1 Millionen Jahre und 6,1 ± 0,2 Millionen Jahre in Hawaiit.^[5.13]

Der zweite magmatische Zyklus ereignete sich vor 6 bis einer Million Jahre im Pliozän und Früh-Pleistozän. Wie der erste magmatische Zyklus ist auch der zweite in drei voneinander getrennte Eruptionsperioden unterteilt. Die erste Eruptionsperiode wird von den Alkalibasalt- und Hawaiit-Strömen der Nido-Formation repräsentiert.^[5.2] Sie sind entlang des Mess Creek Escarpment exponiert und stammen anscheinend aus verschiedenen voneinander unabhängigen eruptiven Zentren entlang der Ostgrenze des MEVC.^[5.26] Die Spectrum-Formation repräsentiert die zweite Periode eruptiver Aktivität; sie wird nahezu vollständig von der Nido-Formation unterlagert und besteht hauptsächlich aus Trachyt und Rhyolith.^[5.27] Die dritte Eruptionsperiode wird von Trachyt, Comendit und Pantellerit der Pyramid-Formation repräsentiert, welche die Nido-Formation überlagert.^[5.28]

Die Nido-Eruptionsperiode stellt eine langwährende Episode vulkanischer Aktivität vor 6 bis 4 Millionen Jahren dar, zu der die Effusion hoch mobiler, fluider basaltischer Lavaströme aus vielen, weit verstreuten eruptiven Zentren gehört; zu diesen eruptiven Zentren gehören mindestens sechs Haupt-Vulkane und viele kleinere Vulkankegel.^[5.29] Die Lavaströme sind mineralogisch und geomorphologisch denen der Raspberry-Formation ähnlich, haben windgesichtete Gesteinsbrocken unter sich begraben und strömten in Täler, wo sie das Entwässerungssystem unterbrachen und von Lava gestaute Seen bildeten.^[4.1][5.30] Der Vulkanismus der Nido-Eruptionsperiode war auf die nördlichen und südlichen Enden des MEVC beschränkt, sodass die Lavaströme zwei separate Lavafelder entstehen ließen, die jeweils an den Enden des Vulkankomplexes platziert sind. Das nördliche Lavafeld wird durch das Tenchen Member repräsentiert, während das südliche Feld vom Kounugu Member repräsentiert wird; sie werden von den Armadillo Highlands getrennt, welche zuzeiten ihres Ausstoßes als topographische Barriere wirkten. Die vulkanische Aktivität in beiden Lavafeldern trat mehr oder weniger zeitgleich auf, wie durch das Vorhandensein von Armadillo-Klasten in glazialen Ablagerungen nachgewiesen werden kann, welche in beiden Feldern durch Lavaströme überströmt wurden.^[5.26] Der kanadische Vulkanologe Jack Souther beschrieb 1984 Lavaströme dieser Aktivitätsperiode als Überreste eines zusammengesetzten Schildvulkans.^[4.5]

Während der Nido-Eruptionsperiode waren drei Haupt-Vulkane des Tenchen Member aktiv, die seitdem alle bis auf einige Überreste erodiert sind.^[5.26] Der Alpha Peak war der älteste von ihnen; er stieß Lavaströme sowohl aus Flankenvulkanen als auch aus Zentralschloten aus, welche lokale Fließgewässer aufteilten oder blockierten, sodass von Lava aufgestaute Seen entstanden. Der zweitälteste Haupt-Vulkan, als Beta Peak bezeichnet, entstand 12 km südlich des Alpha Peak. Er ragte mindestens 365 m über die umliegende Landschaft heraus und produzierte Lavaströme, die sich mindestens 13 km nordwärts bewegten.^[5.31] Überreste von Basalten des Alpha Peak und des Beta Peak treten südlich und östlich des Mount Edziza zutage.^[18] Der Gamma Peak, der jüngste der drei Haupt-Vulkane, entstand südlich des Beta Peak an der Westflanke der Cartoona Ridge. Lavaströme vom Gamma Peak begruben sanft geneigte Schwemmkegel und der Nord- und der Westflanke der Armadillo Highlands unter sich.^[5.31] Ein erodierter Überrest dieses Vulkans bildet eine prominente Felsnadel genau südöstlich des Coffee Crater, die als Cartoona Peak bezeichnet wird; die Kaia Bluff nördlich des Cartoona Peak ist ebenfalls ein Überbleibsel des Gamma Peak.^{[18][5.32][20]}

Das Kounugu Member enthält die erodierten Überreste von mindestens vier Vulkanen, die in der Nido-Zeit aktiv waren.^[5.33] Der Swarm Peak, der älteste der vier Vulkane, stieß Lavaströme aus, die sich die West- und die Nordflanken des Little-Iskut-Schildvulkans abwärts bewegten. Der Vanished Peak, etwas weiter südlich gelegen, entstand während einer der Haupt-Eruptionen, bei der auch Lava-Fontänen auftraten; ein Großteil der Lava aus dieser Eruption floss nord- und westwärts.^[5.34] Der Lost Peak entstand aus vulkanischen Ejekta, die sowohl im subaerischen als auch im subaquatischen Umfeld abgelagert wurden; das subaquatische Material wurde in einem See abgelagert, der zwischen dem ausbrechenden Vulkan und einer Gletschereiszunge entstanden sein könnte.^[5.35] Der Exile Hill entstand im äußersten Südwesten des MEVC, von dem der größte Teil durch jüngere Lava eingeschlossen wurde, die nach Norden und Westen geströmt war.^[18][5.34] Basalt von allen vier Vulkanen ist rings um die jüngere Spectrum Range exponiert.^[18]

Die Nido-Eruptionen lagerten 127 km³ vulkanischen Materials ab, was die Nido-Formation zur voluminösesten geologischen Formation des zweiten magmatischen Zyklus' macht.^[5.2][17.1] Kalium-Argon-Datierungen des Nido-Alkalibasalts ergaben Alter von 7,8 ± 0,3 Millionen Jahren, 5,5 ± 1,6 Millionen Jahren, 4,5 ± 0,3 Millionen Jahren und 4,4 ± 0,5 Millionen Jahren.^[5.13] Die erste Datierung stammt von basalem Basalt des Kounugu Member, der das Grundgestein überlagert und, wenn korrekt, impliziert, dass die Nido-Eruptionen schon während der Raspberry-Eruptionsperiode initiiert worden sein könnten.^[4.5][21]

Die folgende Eruptionsperiode, die Spectrum-Periode, unfasst den Zeitraum von vor 4 bis 2 Millionen Jahren.^[5.2] Einer relativ kleinen initialen Eruption aus Bims und Asche folgte die Effusion massiver Rhyolith-Ströme, die jeweils bis zu 150 m dick und 13 km lang waren.^[5.36] Diese Rhyolith-Ströme wurden in schneller Abfolge akkumuliert und ließen den breiten Spectrum Dome entstehen, welcher eine Dicke von mindestens 750 m und eine Breite von mehr als 25 km erreichte.^[5.37] Den vorherrschenden rhyolithischen Eruptionen folgte die Effusion trachytischer Lava, als tiefere Teile der darunterliegenden Magmakammer angezapft wurden.^[5.38] Der Entstehung des Spectrum Dome folgte die Entleerung der Magmakammer, was zur Schaffung einer 4,5 km breiten Caldera führte, die schließlich unter der Lava der folgenden Eruptionen begraben wurde.^[6.3][5.39]

Der Yeda Peak, eine 2240 m hohe Felsnadel in der Mitte der Spectrum Range, war der Ort einer explosiven Eruption gegen Ende der Spectrum-Zeit, die zur Entstehung eines Kraters führte.^[2][5.40] Ein Teil der Ejekta wurde rund um den Schlot akkumuliert und bildete einen niedrigen Vulkankegel, während in den eher unbeständigen, bimsreichen Phasen der Eruption Asche an den Hängen des Spectrum Dome herabströmte.^[5.38] Neuerlicher Vulkanismus am Exile Hill, 8 km westlich, produzierte eine ähnliche, aber viel kleinere Eruption, die eine rund 200 m breite Brekzia-Röhre schuf.^[5.41] Der Vulkanismus in der Spätphase der Spectrum-Eruptionsperiode lagerte auch Alkalibasalt-Ströme des Kitsu Member ab, welche wohl von vielen eruptiven Zentren am Gipfel des Doms ausgestoßen wurden, und die seither von der Erosion abgetragen wurden.^[5.42] Diese Lavaströme bewegten sich auf einer Schicht polymiktischen Gerölls, welches ältere vulkanische Gesteine aus der Spectrum-Zeit überlagert.^[4.5]

Die Spectrum-Eruptionen lagerten 118 km³ vulkanischen Materials ab, was die Spectrum-Formation zur zweitvoluminösesten geologischen Formation des zweiten magmatischen Zyklus' macht.^[5.2][17.1] Mehr als 90 % dieses vulkanischen Materials wurden als Lava ausgestoßen, wogegen weniger als 10 % davon als Bims und pyroklastische Ströme austraten; Trachyt, Pantellerit und Comendit sind die Haupt-Gesteine dieses vulkanischen Materials. Eine anomal alte Kalium-Argon-Datierung von 5,9 ± 1,1 Millionen Jahren wurde am Alkalibasalt des Kitsu Member vorgenommen.^[4.5] Kalium-Argon-Datierungen, die eher mit der vulkanischen Stratigraphie in Zusammenhang zu bringen sind, ergaben 3,1 ± 0,1 Millionen Jahre und 3,0 ± 0,1 Millionen Jahre bei Comendit sowie 3,4 ± 0,1 Millionen Jahre und 2,9 ± 0,1 Millionen Jahre bei comenditischem Glas.^[5.13][4.5]

Der einst regelmäßige Spectrum Dome wurde im Wesentlichen zu den heutigen Gipfeln und Graten der Spectrum Range erodiert. Ausgedehnte Erosion hat auch die Größe des Doms reduziert, sodass nur einige Überbleibsel rund um seine nördliche und südwestliche Grenze verblieben.^[5.43] Die am weitesten entfernten Überreste bilden relativ dünne Trachytströme nordwestlich der Spectrum Range auf dem Kitsu Plateau, obwohl diese auch aus nahegelegenen Flankenvulkanen stammen könnten. Erodierte Überreste von Alkalibasalt-Strömen des Kitsu Member überdecken die höheren Gipfel der Spectrum Range, wo sie die unmodifizierte hochgelegene Oberfläche des ursprünglichen Doms überlagern.^[5.44] Der ursprüngliche Dom erreichte eine größere Höhe als die dicken, sanft fallenden Trachytströme anzeigen, welche den 2430 m hohen Gipfel des Kitsu Peak bilden, den höchsten Punkt der Spectrum Range.^[2][5.43]

Die Pyramid-Eruptionsperiode vor 1,1 Millionen Jahren umfasste u. a. zerstörerische explosive Eruptionen von Gesteinsfragmenten, Gas und Trachyt-Bims aus einem Schlot in Nachbarschaft der nordwestlichen Grenze des MEVC; diese Explosionen waren von phreatischen Explosionen und pyroklastischen Surgen begleitet.^[15.2][5.45] Anschließende Eruptionen sandten dünne Basaltströme in die Täler eines nordwärts fließenden Gletscherstroms, wo sie einen kleinen, von Lava aufgestauten See bildeten.^[5.46] Diese kurze Periode basaltischen Vulkanismus wurde von der Extrusion felsischer Ströme und Dome gefolgt, welche The Pyramid schufen, einen pyramidenförmigen Berg an der Nordostflanke des Mount Edziza.^{[5.46][15.3][22]}

Neuerlicher Vulkanismus während dieser Eruptionsperiode produzierte viskose rhyolithische Lava und vulkanische Ejekta des Sphinx Dome, welcher subglazial entstanden sein könnte.^[15.3][5.47] Einge der Ejekta setzten sich in einem See ab, der zwischen dem wachsenden Dom und einem Eisfeld an seiner südlichen Grenze entstand, was zur Entstehung einer gleichmäßig verteilten vulkanoklastischen ^g Ablagerung auf dem Seeboden führte. Der Sphinx Dome erreichte zu der Zeit, als die Aktivität zurückging, eine Höhe von 800 m und eine Länge von 5 km.^[5.48]

Ein dritter Schub des Vulkanismus schuf den Pharaoh Dome unmittelbar südlich des Sees, der in der Zeit der Sphinx-Dome-Aktivität entstanden war.^[5.48] Die Eruptionen traten zuerst subglazial auf, was zu einer Serie phreatischer Dampfexplosionen und zur plötzlichen Abkühlung der rhyolithischen Lava durch Schmelzwasser führte. Der Pharaoh Dome durchbrach schließlich die Oberfläche des ihn umgebenden Eises, als er fortgesetzt aufgrund des Rhyolith-Ausstoßes wuchs.^[15.3][5.48] Bis zu dem Zeitpunkt, an dem die Aktivität zurückging, war der Pharaoh Dome über die Oberfläche eines großen Eisfeldes als Nunatak hinausgewachsen; er wurde schließlich unter Gletschereis begraben.^[5.48]

Die Pyramid-Eruptionen waren wesentlich weniger voluminös als die der Nido- und der Spectrum-Eruptionsperiode; sie lagerten nur 11,4 km³ vulkanischen Materialsab, was die Pyramid-Formation zur vom Volumen her kleinsten geologischen Formation des zweiten magmatischen Zyklus' macht.^[5.2][17.1] Kalium-Argon-Datierungen von comenditischem Glas, das während der Pyramid-Eruptionsperiode produziert wurde, ergaben Alter von 1,2 ± 0,4 Millionen Jahren und 1,20 ± 0,03 Millionen Jahren.^[4.7] In dieser Eruptionsperiode produzierter Trachyt ergab nach der Kalium-Argon-Methode Alter von 0,94 ± 0,12 Millionen Jahren und 0,94 ± 0,05 Millionen Jahren.^[4.8]

Der dritte magmatische Zyklus fällt in die Zeit vor etwa einer bis 0,8 Millionen Jahre und ereignete sich im Pleistozän.^[4.2] Er war von drei getrennt aufgetretenen eruptiven Perioden gekennzeichnet, die jeweils von einer geologischen Formation repräsentiert werden.^[5.2][15.4] Die erste Eruptionsperiode schuf die Ice-Peak-Formation, welche die Armadillo-, die Nido- und die Pyramid-Formation überlagert.^[5.49] Die Ice-Peak-Formation umfasst eine große Spannbreite vulkanischer Gesteine wie Alkalibasalt, Hawaiit, Trachybasalt, Latit, Mugearit, Benmoreit und Trachyt.^[5.50] Die zweite Eruptionsperiode führte zur Schaffung der Pillow-Ridge-Formation, welche hauptsächlich aus Alkalibasalt besteht.^[5.2] Diese geologische Formation ist durch die Pillow Ridge und die Tsekone Ridge am nördlichen Ende des MEVC begrenzt.^[15.3][5.51] Die dritte Eruptionsperiode schuf die Edziza-Formation, welche hauptsächlich aus Trachyt besteht, der die Ice-Peak-Formation überlagert.^[5.52]

Die Ice-Peak-Eruptionsperiode begann zu einer Zeit, als der MEVC durch den Kordilleren-Eisschild bedeckt war. Der Vulkanismus setzte an der südlichen Flanke des Sphinx Dome ein, wo pyroklastisches Material mit Schmelzwasser aus dem lagernden Eis gemischt wurde und hoch mobile Schuttströme und Lahare produzierte. Die quer über die vergletscherte Oberfläche aus sukzessiv erfolgten Eruptionen zutage getretenen Lavaströme schufen den Ice Peak, was die Entstehung schmaler Schmelzwasserseen zur Folge hatte, welche mit den die Hänge herabfließenden Lavaströmen wieder verschwanden.^[5.53] Basaltische Lava strömte weiter die Hänge herab auf das Big Raven Plateau, während eher viskose Gesteine wie Trachybasalt, Latit, Mugearit, Benmoreit und Trachyt sich rund um das Schlotgebiet akkumulierten und die steilen, höheren Bereiche des Ice Peak schufen.^[18][5.54] Am Schlusspunkt dieser Entwicklung bildete der Ice Peak einen symmetrischen Schichtvulkan, der einen kleinen Krater am Gipfel enthielt; seine symmetrische Struktur wurde später durch Gletschererosion zerstört.^[5.55][23] Ein Überbleibsel der Erosion am östlichen Kraterrand bildet den heutigen, 2500 m hohen Gipfel des Ice Peak und exponiert Tuffbänke und Geröll, das sich innerhalb eines früheren Kratersees akkumulierte.^[6.3][5.56] Eine Kalium-Argon-Datierung der massiven Trachytströme in den höheren Bereichen des Ice Peak ergab Alter von 1,5 ± 0,4 Millionen und 1,5 ± 0,1 Millionen Jahren.^[5.57] Diese sind damit älter als die Gesteine der Pyramid-Eruptionsperiode, was am extrem hohen Gehalt an Argon in den Gesteinen des Ice Peak liegen könnte und die Datierung damit nicht vertrauenswürdig macht; das wahre Alter wird auf eine Million Jahre geschätzt.^[4.9][24.1]

Zwei dicke Zungen aus trachytischer Lava, die an der Westflanke des Ice Peak innerhalb dieser Eruptionsperiode ausgestoßen wurden, wurden auf dem Big Raven Plateau abgelagert.^[18][5.58] Die südliche Zunge, als Koosick Bluff bezeichnet, hat eine Höhe von 1890 m bis 2010 m und wird von Klippen begrenzt, die 60–90 m über eine nahezu flache Ebene aufragen. Mit einer Länge von fast 2 km und einer Breite von mehr als einem Kilometer ist die Koosick Bluff die größere der beiden Lavazungen.^[5.59] Die nördliche und kleinere Zunge, als Ornostay Bluff bezeichnet, ist von der Zusammensetzung und dem Aufbau her ähnlich wie die Koosick Bluff; sie hat ein Kalium-Argon-Alter von 1,5 ± 0,4 Millionen Jahren, was auf den extrem hohen Argon-Gehalt zurückgeführt werden könnte.^[5.59][25] Die steilen Wände und die ungewöhnliche Mächtigkeit dieser Lavazungen rührt anscheinend von der Extrusion in das Gletschereis hinein.^[15.3]

Die vulkanische Aktivität während der Ice-Peak-Zeit schuf zwei Vulkane westlich der Armadillo Highlands. Der nördliche Vulkan, Camp Hill, entstand, als der MEVC noch teilweise von Gletschereis bedeckt war. Die Eruptionen unter dem Gletschereis schufen einen kreisrunden Schmelzwassersee, der die ausgestoßene Lava abschreckte und so phreatische Explosionen auslöste, sodass in Bruchstücke zerborstenes und aufgeschäumtes Geröll rings um den aktiven Schlot entstand, und aus dem ein weitläufiger Tuffring hervorging.^[5.53] Dieses Objekt wuchs schließlich über die Oberfläche des Schmelzwassersees hinaus und produzierte subaerische Lavafontänen, welche einen relativ steilwandigen pyroklastischen Kegel bildete, der auf dem Tuffring aufsetzte.^[5.60] Bis zu diesem Zeitpunkt war das umgebende Gletscheis zurückgewichen, sodass die Basaltströme sich über das Big Raven Plateau ausbreiten konnten.^[18][5.61] Der südliche Schlackenkegel, Cache Hill, entstand wärend einer Eruptionsperiode an der Westseite der Armadillo Highlands; Basaltströme blockierten einen nordwestwärts strömenden Fluss in einem weitläufigen Tal und stauten ihn zu einem See auf.^[5.61][26] Im Anschluss ausgestoßene Basaltströme bewegten sich nach Südosten und Nordwesten, wobei der südostwärts gerichtete Strom den aufgestauten See erreichte und Kissenlava entstand.^[5.61]

Ein kreisrunder Schlotpfropfen, The Neck, entstand in dieser Eruptionsperiode südöstlich des Ice Peak an der Nordseite der Sorcery Ridge.^[18][5.62] Er war die Quelle von mehr als einer Trachyt-Eruption; das Magma von diesen Eruptionen verfestigte sich im Kanal und schufen den äußeren Ring aus feingranuliertem Trachyt und den inneren Kern aus grobkörnigem Trachyt, aus denen The Neck besteht.^[5.62] Dieser Schlotpfropfen, ungefähr 300 m im Durchmesser, hat ein Kalium-Argon-Alter von 1,6 ± 0,2 Millionen Jahren, was auf den extrem hohen Argon-Gehalt zurückzuführen sein könnte.^[25][5.62]

Die Eruptionen der Ice-Peak-Zeit lagerten 76,7 km³ vulkanischen Materials ab, was die Ice-Peak-Formation zur voluminösesten geologischen Formation des dritten magmatischen Zyklus' macht.^[5.2][17.1] Es handelt sich um die späteste MEVC-Eruptionsperiode, bei der mehr als 20 km³ Lava ausgestoßen wurden.^[15.3] Außerdem ist es die einzige Eruptionsperiode des MEVC, bei der große Volumina intermediären Gesteins ausgestoßen wurden.^[4.9]

Die nächste Eruptionsperiode, die Pillow-Ridge-Periode, fältt in die Zeit, in der der MEVC noch von einem Eisschild überlagert wurde.^[15.5][5.63] Subglazialer Vulkanismus am Nordende des Big Raven Plateau injizierte basaltische Lava in die Basis des Eisschildes, wo der geschmolzene Basalt in einer Schmelzwasserhöhle abgeschreckt wurde.^[18][27.1] Die Akkumulation dieser abgeschreckten Lava führte zur Entstehung eines zwischen 300 und 930 m mächtigen Kissenlava-Hügels unter dem Gletschereis.^[27.1] Als die vulkanische Aktivität anhielt, wurde sie energiereicher und schuf einen subglazialen Kegel aus Tuff-Brekzie von mindestens 300 m Höhe. Die Entstehung des Kegels war von Surtseyanischen Explosionen begleitet, welche durch eine Änderung der Eruptionsrate, einer Änderung des hydrostatischen Drucks oder einer Änderung in der Zusammensetzung des Magmas während der Eruption hervorgerufen worden sein könnten. Das Durchbrechen der Eisoberfläche, das Wachstum des Kissenlava-Hügels nach oben oder der Abfluss des Schmelzwassers könnten zu einem Abfall des hydrostatischen Drucks geführt haben.^[27.2] Dieser Phase der Eruption folgte die Effusion zweier Kissenlava-Einheiten unter mindestens 300–600 m Wasser oder Eis; zwischen dem Ausstoß dieser beiden Einheiten gab es eine Phase relativer Ruhe.^[27.3] Zur Endphase der vulkanischen Aktivität, welche zur Entstehung der Pillow Ridge an der Nordwestflanke des Mount Edziza führte, gehörte die Effusion zweier sich überlagernder Kissenlava-Einheiten.^[27.4][28]

Ein weiterer Schub subglazialen Vulkanismus in der Pillow-Ridge-Periode schuf die nahegelegene Tsekone Ridge.^[5.64] Die Interaktion mit dem umgebenden Eis und Schmelzwasser produzierte Kissenlava in Wechsellagerung mit Tuff-Brekzie, welche wahrscheinlich von einem Spaltenvulkan ausgestoßen wurde.^[29] Dieser sich lang von Nord nach Süd erstreckende Grat entstand in einer ähnlichen Umgebung wie die Pillow Ridge und wird als subglazialer Vulkan angesehen, eine Landform des Glaziovulkanismus, die entsteht, wenn ein Vulkan sich im Verlauf einer subglazialen Eruption nicht aus dem umgebenden Schmelzwasser heraushebt.^{[5.64][29][30][31]} Das basaltische Magma, das während der Tsekone-Ridge-Eruption ausgestoßen wurde, könnte ein Rest von dem Vulkanismus gewesen sein, der die Pillow Ridge entstehen ließ.^[5.64]

Die Eruptionen der Pillow-Ridge-Zeit waren weniger voluminös als die der Ice-Peak-Eruptionsperiode und lagerten nur 2,9 km³ vulkanischen Materials ab; dies macht die Pillow-Ridge-Formation zur vom Volumen her kleinsten geologischen Formation des dritten magmatischen Zyklus'.^[5.2][17.2] Spaltspurdatierungen des Alkalibasalts von der Pillow Ridge ergaben Alter von 0,9 ± 0,3 Millionen und 0,8 ± 0,25 Millionen Jahren, was die Pillow Ridge zum möglicherweise bestdokumentierten Beispiel für die maximale regionale Ausdehnung des Kordilleren-Eisschildes in der Mitte des Pleistozäns macht.^[5.65][27.5]

Die Edziza-Eruptionsperiode schuf den symmetrischen Schichtvulkan Mount Edziza, nachdem der regionale Eisschild sich vom MEVC zurückgezogen hatte.^[15.5][5.66] Das Wachstum begann an der oberen Nordflanke des Ice Peak mit der Eruption von viskosen Trachytströmen und dem Aufbau steilwandiger Lavadome; die Dom-Entstehung wurde von schlotreinigenden Explosionen unterbrochen, welche vulkanische Blöcke und Lavabomben auf die Hänge des wachsenden Schichtvulkans schleuderten.^[5.66] Der Entstehung des Schichtvulkans folgte der Zusammenbruch des ursprünglichen Gipfels, der einen Krater von 2 km Durchmesser schuf.^[6.3][5.67] Die Ursache dieses Zusammenbruchs könnte eine gewaltige sich steigernde Eruption gewesen sein, die Teile des ursprünglichen Gipfels auf den Flanken des Vulkans ablagerte.^[5.67] Vor dem Zusammenbruch war der Gipfel des Mount Edziza mindestens 610 m höher als der heutige (2786 m).^[5.67][32] Ein Teil des östlichen Kraterrands wurde durch eine kleine phreatische Explosion zerstört, welche einen neuen Auslass für die vulkanischen Gase aus dem Schlot schuf.^[5.67] Die einzelnen Lavaströme haben eine Dicke von 1–5 m, können aber auch bis zu 150 m dick sein; diese Variationsbreite der Dicke könnte durch Änderungen in der Viskosität bedingt sein, die wiederum durch das Entweichen vulkanischer Gase aus dem ausgestoßenen Magma verursacht wird.^[15.5] Der in dieser Periode ausgestoßene Trachyt überwand die Grenzen des pantelleritischen und des comenditischen Trachyts.^[4.10]

Die Edziza-Eruptionen lagerten 18 km³ vulkanischen Materials ab; das macht die Edziza-Formation zur zweitvoluminösesten geologischen Formation des dritten magmatischen Zyklus'.^[5.2][17.2] Der Großteil der vulkanischen Aktivität in der Edziza-Zeit war auf den Gipfel des Mount Edziza beschränkt, aber wenigstens einige wenige Schlote waren auch an den Flanken des Vulkans aktiv. Der Vulkanismus am südöstlichen Rand des Gipfelkraters schuf den Nanook Dome; Lava aus diesem Dom strömte über die äußeren Flanken des Schichtvulkans und auch in den Gipfelkrater, wo sie Lavaseen bildete.^[5.67] Der Triangle Dome und der Glacier Dome entstanden an der westlichen bzw. der nordöstlichen Flanke des Mount Edziza; der Triangle Dome könnte das Produkt subglazialen Vulkanismus sein.^[5.68][33] Ein Trachytstrom vom Glacier Dome bewegte sich rund um die Basis des älteren Pyramid Dome bis in das Quellgebiet des Pyramid Creek.^[18][5.69] Lava aus einem kleinen pyroklastischen Kegel an der Nordwestflanke des Mount Edziza umschloss nahezu die gesamte Tsekone Ridge und begrub teilweise die Pillow Ridge unter sich; diese Lava und der damit assoziierte pyroklastische Kegel könnten die Ergebnisse des Vulkanismus in den späteren Phasen der Edziza-Eruptionsperiode gewesen sein.^[5.70] Der Edziza-Trachyt mit comenditischer Zusammensetzung hat nach einer Kalium-Argon-Datierung ein Alter von 0,9 ± 0,3 Millionen Jahren.^[4.11]

The vierte magmatische Zyklus ereignete sich vor 0,8 bis 0,2 Millionen Jahren während des Pleistozäns.^[5.2] Wie die vorhergehenden drei magmatischen Zyklen war er durch drei voneinander getrennte eruptive Perioden gekennzeichnet.^[5.2][15.5] Die erste Eruptionsperiode schuf die Arctic-Lake-Formation, welche einen Großteil des Arctic Lake Plateau nahe der Spectrum Range unterlagert.^[4.10][5.71] Die Arctic-Lake-Formation besteht aus Alkalibasalt-Strömen und damit verbundenen pyroklastischen Gesteinen.^[5.72] Die zweite Eruptionsperiode wird durch die Klastline-Formation entlang der Täler von Kakiddi Creek und Klastline River repräsentiert; dicke Alkalibasalt-Ströme sind die Hauptbestandteile dieser geologischen Formation.^[5.73] Die dritte Eruptionsperiode produzierte dicke Trachytströme und pyroklastische Gesteine der Kakiddi-Formation, welche die Täler an der Ostflanke des Ice Peak besetzt.^[5.74]

Die Arctic-Lake-Eruptionsperiode vor 0,71 Millionen Jahren schuf mindestens sieben basaltische Vulkane auf dem Arctic Lake Plateau und in dessen Nachbarschaft.^[5.71] Lavafontänen im äußersten Norden des Arctic Lake Plateau schufen den Schlackenkegel Outcast Hill, welcher westwärts strömende Fließgewässer staute und so an seiner Ostseite einen temporären See schuf.^[5.75][34] Die Lava vom Outcast Hill floss in den See, aber der Großteil strömte nordwestwärts zum Mess Creek Escarpment hin.^[18][5.75] Der Tadekho Hill, ein 4 km südlich gelegener Schlackenkegel, entstand auf der Basis eines 180 m hohen Überrests von Spectrum-Trachyt. Outcast Hill und Tadekho Hill entstanden, als das Arctic Lake Plateau relativ frei von Gletschereis war.^[5.76]

Das Arctic Lake Plateau wurde anschließend von Eis bedeckt, als die Gletscher aus der benachbarten Spectrum Range vorstießen. Subglazialer Vulkanismus auf dem Höhepunkt dieses Eisvorstoßes schuf die Wetalth Ridge, einen subglazialen Vulkan nahezu in der Mitte des Plateaus.^[5.76][35] Dem folgte der Ausbruch von vier anderen Vulkanen auf dem Arctic Lake Plateau während der Rückzugsphasen der Kaltzeit.^[5.76] Zwei kleine Hügel aus abgeschreckter Kissenlava, die informell als Knob 1 und Knob 2 bezeichnet werden, entstanden subglazial etwa 4 km südlich der Wetalth Ridge.^[18][5.77] Der dritte Vulkan, Source Hill, ist ein Schlackenkegel, der bei einer massiven Lava-Eruption etwa 3 km nordwestlich entstand, als nur der zentrale Teil des Arctic Lake Plateau eine kleine Zunge aus Gletschereis enthielt.^{[18][5.77][36]} In der Spätphase des Vulkanismus der Arctic-Lake-Zeit entstand der Thaw Hill, ein etwa 7 km ostsüdöstlich des Source Hill gelegener Schlackenkegel an der Ostseite des Arctic Lake Plateau.^{[18][5.77][37]}

Die Arctic-Lake-Eruptionen waren viel weniger voluminös als die der Edziza-Eruptionsperiode und lagerten nur 2 km³ vulkanischen Materials ab; das macht die Arctic-Lake-Formation zur vom Volumen her kleinsten geologischen Formation des vierten magmatischen Zyklus'.^[5.2][17.2] Der Alkalibasalt aus dieser Eruptionsperiode ruht hauptsächlich auf mesozoischen und paläozoischen Gesteinen des Stikine-Terrans, obwohl er lokal auch Rhyolith der Spectrum-Formation überlagert.^{[18][4.10][5.78]} Nahezu der gesamte Basalt wurde in Höhenlagen oberhalb 1000 m ausgestoßen, aber mindestens ein Basaltstrom floss in das Mess Creek Valley hinab.^[38.1] Die subaerischen Alkalibasalt-Ströme nehmen ein großes Gebiet ein und haben eine Dicke von 2 bis 3 m.^[4.10] Der Alkalibasalt der Arctic-Lake-Formation hat ein Kalium-Argon-Alter von 0,71 ± 0,05 Millionen Jahre bzw. 0,45 ± 0,07 Millionen Jahren.^[38.1][5.79]

Die Klastline-Eruptionsperiode vor 0,62 Millionen Jahre war durch kleine Lavafontänen und die Effusion massiver Basaltströme aus mindestens drei Schloten an der Nordflanke des Mount Edziza charakterisiert.^[15.5][5.80] Die Basaltströme bewegten sich in der Nachbarschaft des Buckley Lake an der Nordwestseite des Big Raven Plateau und in die Täler von Klastline River und Kakiddi Creek nördlich und östlich des Plateaus.^[2][5.75] Explosive Interaktionen zwischen Lava und dem Schmelzwasser aus einem alpinen Gletscher ließen den Klastline Cone. einen Tuffkegel, in den höheren Lagen des Plateaus entstehen, wogegen Eruptionen an den unteren Hängen des Plateaus subaerische pyroklastische Kegel entstehen ließen.^[5.75] Lava vom Klastline Cone erreichte auch das Kakiddi Valley, wo sie den Kakiddi Creek staute, und danach nordwärts über trockene Schotterbänke bis zur Mündung in das Klastline Valley floss, wo sie zeitweise den Klastline River zu einem flachen See staute.^[5.75] Der Großteil der Lava setzte das Fließen westwärts durch das Klastline Valley fort und erreichte den Stikine River.^[4.10][5.75]

Die Lava der Klastline-Eruptionsperiode setzte das Fließen 55 km flussabwärts im Stikine River von der Mündung des Klastline River an fort.^[39.1] Als die Lava weiter vorstieß, begrub sie glaziale und nicht-glaziale Sedimente entlang des Stikine River und des Tahltan River unter sich; isolierte Überbleibsel dieser Lava sind entlang der Wände der Fluss-Canyons erhalten geblieben; sie werden in zwei Subformationen (engl. members) unterteilt.^[39.2] Das Junction Member ist durch verwirbelte Basaltsäulen charakterisiert, wogegen das überlagernde Village Member aus regulären Basaltsäulen besteht. Mindestens fünf einzelne Lavaströme bilden das Village Member, welches insgesamt eine maximale Dicke von 100 m erreicht und in seiner Textur vesikulär ist.^[39.1] Die Klastline-Lava am Stikine River ist gut 83 km vom MEVC entfernt.^[5.81]

Die Klastline-Eruptionsperiode lagerte 5,4 km³ vulkanischen Materials ab, was die Klastline-Formation zur zweitvoluminösesten geologischen Formation des vierten magmatischen Zyklus' macht.^[5.2][17.2] Kalium-Argon-Datierungen des Klastline-Alkalibasalts ergaben Alter von 0,62 ± 0,04 Millionen Jahre und 0.33 ± 0,03 Millionen Jahren.^[5.79][39.3] Die erste Angabe stammt vom Überrest eines Lavastroms im Klastline Valley, während die zweite Angabe von einem Basaltstrom des Village Member am Tahltan River stammt.^[4.10][39.3] Eine Argon-Argon-Datierung des Basalts des Village Member, etwa 2 km flussabwärts von der Mündung des Tahltan River am Ostufer des Stikine River, ergab ein Alter von 0,30 ± 0,10 Millionen Jahre.^[39.4]

Die Kakiddi-Eruptionsperiode vor 0,3 Millionen Jahren umfasste auch den Ausstoß eines massiven Trachytstroms, der fast 1 km Breite und 60–90 m Dicke erreichte.^[15.5][5.82] Er strömte 7 km an der Ostflanke des MEVC in das Kakiddi Valley hinab, wo er sich zu einer mehr als 20 km² großen Endzunge nahe dem Kakiddi Lake und dem Nuttlude Lake ausbreitete.^[4.10][5.83] Die Quelle dieses Lavastroms ist weiterhin unbekannt, aber er könnte vom Ice Peak und möglicherweise vom Nanook Dome am Gipfel des Mount Edziza stammen.^[5.83] Eine andere mögliche Quelle ist The Neck am Westende der geschätzten maximalen Ausdehnung des Lavastroms.^[5.84] Diese Möglichkeit kann jedoch nicht überprüft werden, solange keine zusätzlichen altersbezogenen Daten von The Neck erhoben worden sind.^[5.85]

Kleinere Anteile an Latit und ein relativ kleiner, aber dicker Trachytstrom wurden von einem Schlot an der Westflanke des Ice Peak ausgestoßen, wo er bis auf das Big Raven Plateau vorstieß.^{[18][4.10][5.86]} Brekzie und Schlacke sind rings um das Gebiet agglutiniert und schufen so den Punch Cone, einen ungefähr 1 km langen, steilwandigen Grat, der die Eiskappe des Mount Edziza durchbricht.^[18][5.85] Pyroklastische Gesteine, die während der Kakiddi-Zeit ausgestoßen wurden, sind an der Ostflanke des Mount Edziza exponiert, wo sie in Form von Scoria und blockartig explodierter Brekzie vorliegt.^[4.10]

Die Kakiddi-Eruptionen lagerten 8,3 km³ vulkanischen Materials ab; das macht die Kakiddi-Formation zur voluminösesten geologischen Formation des vierten magmatischen Zyklus.^[5.2][17.2] Kalium-Argon-Datierungen ergaben Alter von 0,31 ± 0,07 Millionen Jahren für den Kakiddi-Mugearit und von 0,30 ± 0,02 Millionen, 0,29 ± 0,02 Millionen und 0,28 ± 0,02 Millionen Jahren für den Kakiddi-Trachyt, was nahelegt, dass die Kakiddi-Eruptionen gleichzeitig mit denen der Klastline-Periode stattgefunden haben könnten.^[4.8][39.1] Der Kakiddi-Trachyt wurde wahrscheinlich in flüssigerer Form ausgestoßen als der Trachyt der Edziza-Eruptionsperiode, aber seine mineralogische Zusammensetzung ist dessen ungeachtet dem des Edziza-Trachyt ähnlich.^[4.10] Aufgrund des kleinen Fehlerbereichs und der eng beieinander liegenden Datierung mithilfe der Kalium-Argon-Methode kann angenommen werden, dass die Kakiddi-Eruptionsperiode sehr kurz war.^[4.12]

Der fünfte magmatische Zyklus, welcher noch im Gange sein könnte, startete vor mindestens 20.000 Jahren mit dem Beginn der Big-Raven-Eruptionsperiode.^[5.2][15.5] Er wird durch den Ausbruch von subglazialen Vulkanen, Schlackenkegeln und Lavaströmen über die gesamte Länge des MEVC hinweg sowie durch eine einzelne Eruption von Bims an der Südwestflanke des Ice Peak markiert.^[5.87] Der Großteil der Big-Raven-Eruptionen ereignete sich an der Westflanke des Ice Peak und an der Nordflanke des Mount Edziza, wo Lavaströme aus mehreren Schloten akkumuliert wurden und das Desolation Lava Field und das Snowshoe Lava Field schufen.^[5.88] Die vulkanische Aktivität in den beiden Lavafeldern überlappte sich wahrscheinlich zeitlich und zeigte sich in ähnlichen Oberflächenstrukturen.^[5.89] Der exakte Zeitraum des Big-Raven-Vulkanismus ist unbekannt, aber er könnte während des letzteiszeitlichen Maximums vor 23.000 bis 18.000 Jahren initiiert worden sein.^[40.1][41.1] Mindestens 1,7 km³ vulkanischen Materials wurden durch die Big-Raven-Eruptionen abgelagert.^[17.2]

Die während der Big-Raven-Eruptionsperiode abgelagerten Gesteine bilden die Big-Raven-Formation.^[5.90] Diese geologische Formation besteht hauptsächlich aus Alkalibasalten und Hawaiiten, enthält aber auch kleinere Volumina comenditischen Trachyts, der dem Sheep Track Member zugeordnet wird.^[5.91] Während dieser Eruptionsperiode gab es mindestens 29 Eruptionen, von denen die meisten zur Entstehung von Schlackenkegeln führten.^[5.88][14.2] Diese Kegel stammen aus dem Holozän und befinden sich am Mount Edziza, im Snowshoe und im Desolation Lava Field und angrenzend an die Spectrum Range.^[32][5.88] Die Eruptionen der Big-Raven-Zeit setzten sich in den vergangenen 2.000 Jahren fort, aber das exakte Alter der letzten ist unbekannt; sie könnte sich vor 450 bis 160 Jahren ereignet haben.^{[32][42][43.1]} Die holozänen Eruptionen des MEVC sind hauptsächlich durch die Effusion basaltischer Lavaströme charakterisiert, es gab aber auch mindestens eine explosive Eruption.^[44.1]

Der Vulkanismus im fünften magmatischen Zyklus könnte die sogenannten Finlay Tephras abgelagert haben.^[10.2] Dies sind zwei 5 bis 10 mm dicke Tephra-Schichten mit phonolithischer bis trachytischer Zusammensetzung im Gebiet von Dease Lake und Finlay River im Norden von British Columbia.^[10.3] Eine Radiokarbondatierung von Makrofossilien landlebender Pflanzen, welche direkt auf der jüngsten Tephra-Schicht liegt, legt ein Alter für das vulkanische Material nahe, das ins frühe Holozän reicht.^[10.4] Die vulkanischen Ablagerungen des MEVC aus dem Spät-Pleistozän und dem Früh-Holozän sind in ihrer Zusammensetzung hauptsächlich basaltisch, aber ihr exaktes Alter und ihre chemische Zusammensetzung sind nahezu unbekannt.^[10.1] Deshalb wird der MEVC als potentielle Quelle für diese Tephra-Schichten angenommen, aber auch der Hoodoo Mountain, die Heart Peaks und der Level Mountain kommen dafür in Frage.^[10.4]

Einer der ersten Vulkane, der in der Big-Raven-Eruptionsperiode ausbrach, war der Tennena Cone, welcher hoch oben an der Westflanke des Ice Peak entstand.^[5.92] Er stieß im letzteiszeitlichen Maximum basaltisches Magma unter einem Eisschild aus, das ein Ausläufer der Eiskappe am Mount Edziza in der jüngeren Dryaszeit vor 12.900 bis 11.600 Jahren oder bei einem noch jüngeren Gletschervorstoß war.^{[5.92][45.1][46.1]} Als sich der geschmolzene Basalt rund um den ausbrechenden Schlot akkumulierte, wurde er durch das darüberliegende Eis abgeschreckt und bildete die steilwandige pyramidenförmige Felsnadel aus Kissen-Brekzie und Tuff-Brekzie des Tennena Cone.^[18][5.92] Ein Schmelzwasserkanal am Fuß des Kegels bildete den Ausgang für einen dünnen Lavastrom.^[5.92] Als dieser Lavastrom die westliche Grenze des Eises erreichte, verursachte er eine heftige Interaktion mit dem Schmelzwasser, welches sich über das Big Raven Plateau ausbreitete.^[18][5.92] Südlich des Tennena Cone entstanden im Snowshoe Lava Field auch zwei unbenannte subglaziale Vulkane.^[5.88]

Nachdem sich das Eis aus den unteren Lagen zurückgezogen hatte, schuf neuerlicher Vulkanismus mit Lavafontänen im Snowshoe Lava Field den Cocoa Crater, den Coffee Crater, den Keda Cone und weitere subaerische Schlackenkegel. Ihre Entstehung wurde durch die Eruption mächtiger Lavaströme begleitet, welche sich westwärts in die Täler des Sezill Creek und des Taweh Creek im Südwesten des Big Raven Plateau bewegten.^[18][5.89] Eine von The Saucer südlich des Tencho Glacier ausgehende Spalten-Eruption brachte Lavaströme hervor, welche westwärts in den Taweh Creek und ostwärts in den Shaman Creek vordrangen; es handelt sich um eine der jüngsten Eruptionen im Snowshoe Lava Field.^[5.89]

An der tief erodierten Ostflanke des Mount Edziza waren in der Big-Raven-Zeit mindestens drei eruptive Zentren aktiv.^[5.88] Das Cinder Cliff im nördlichen Ast des Tenchen Creek Valley entstand durch die Eruption basaltischen Magmas, welches von einem Eisdamm aufgestaut wurde, sowie aus Ablagerungen von Moränen und Schuttkegeln.^[5.92] Die beiden anderen eruptiven Zentren, der Icefall Cone und der Ridge Cone, bestehen aus vulkanischen Bomben und agglutiniertem Material; sie sind vergletschert und nur sehr spärlich exponiert.^[18][5.93] Beide Vulkane produzierten Lavaströme, sind aber auch spärlich exponiert, weil die nahezu vollständig unter Gletschereis und Geröll verborgen sind.^[5.93] Ein mehr als 10 km langer Lavastrom besetzt ein enges, keilförmiges Tal am Osthang des Mount Edziza; er könnte vom Icefall Cone, vom Ridge Cone oder von einem noch nicht entdeckten Schlot innerhalb des Tals stammen. Sein Ende liegt zwischen dem Kakiddi Lake und dem Nuttlude Lake, wo er über 2 km hinweg an die Oberfläche tritt.^[18][5.93]

Ganz im Süden des MEVC entstanden zwei Big-Raven-Eruptionszentren.^[5.94] Das südlichste davon, der Nahta Cone, brach etwa 7 km südwestlich der Spectrum Range nahe der Nordgrenze des Arctic Lake Plateau aus und produzierte einen schmalen, 3 km langen basaltischen Lavastrom, welcher sich nordwärts bis in das Quellgebiet des Nahta Creek bewegte.^[2][5.94] Etwa 500 m westlich und 700 m nördlich des Nahta Cone dehnen sich zwei Tephra-Ablagerungen aus; ihre Verteilung legt nahe, dass der Vulkan bei mindestens zwei verschiedenen Windverhältnissen ausbrach.^[38.1] Das andere eruptive Zentrum ist ein heute zerstörter Schlackenkegel, der auf der instabilen Südflanke des Kuno Peak im Südwesten der Spectrum Range entstand.^[2][5.95] Es produzierte einen basaltischen Lavastrom, der sich auf das Arctic Lake Plateau bewegte, aber anschließende Erdrutsche am Kuno Peak entfernten den ursprünglichen Kegel und begruben den damit in Zusammenhang stehenden Lavastrom.^[5.96]

Die ersten Vulkane, die das Desolation Lava Field schufen, waren der Sleet Cone und der Storm Cone, welche etwa 4 km voneinander entfernt sind und Lavaströme produzierten, die sich über Geschiebemergel hinweg bewegten.^[18][5.97] Späterer Vulkanismus schuf die drei Triplex Cones 3 km nördlich des Storm Cone, welche eine 12 km lange Serie von Lavaströmen ausstießen, die sich nordwestwärts bis nahe an das Südufer des Buckley Lake ausdehnten.^[5.98] Neuerliche eruptive Aktivität schuf den Sidas Cone und den Twin Cone, die 8 km voneinander entfernt liegen und beide das Ergebnis gleichzeitig aus mehr als einem Schlot ausgestoßener Lavafontänen sind.^[18][5.98] Lavaströme aus diesen Vulkanen bewegten sich nordwestwärts bzw. nordostwärts.^[5.99] Der folgende Ausbruch des Moraine Cone 10 km südlich des Sidas Cone produzierte einen etwa 14 km langen Lavastrom, der sich nordostwärts bis in die Täler von Kakiddi Creek und Klastline River bewegte; beide Fließgewässer wurden zeitweilig durch den Lavastrom aufgestaut. Eve Cone und Williams Cone entstanden 5 km voneinander entfernt durch die letzten Eruptionen im Desolation Lava Field, welche mehr als 10 km lange Lavaströme ausstießen, die den Buckley Lake bzw. den Klastline River erreichten.^[18][5.100] Weiden-Zweige, die in Ejekta des Williams Cone konserviert sind, haben eine mithilfe der Radiokarbonmethode ermittelte Entstehungszeit von 610 u. Z. ± 150 Jahre.^[5.101][47]

Das Mess-Lake-Lavafeld nordwestlich der Spectrum Range entstand durch den Auswurf aus drei Schlackenkegeln nahe der Kante des Mess Creek Escarpment.^[42][5.94] Lavaströme aus den beiden älteren Kegeln bewegten sich nach Westen und überwanden wahrscheinlich die Geländestufe in das Mess Creek Valley hinab; es wurden jedoch keine Beweise für diese Erscheinung auf oder unterhalb der Stufe gefunden.^[5.94] Der jüngste Schlackenkegel, The Ash Pit, entstand am Südende des Mess-Lake-Lavafeldes an der Nordseite des Nagha Creek.^[18][5.94] Der Ausbruch von The Ash Pit, welcher der jüngste des MEVC gewesen sein könnte, erzeugte hauptsächlich pyroklastische Ejekta in Form von Asche und Schlacken; ein Großteil dieses Materials wurde von einem starken, gleichmäßigen Wind nach Nordnordost verfrachtet und auf dem Kitsu Plateau abgelagert.^[42][5.102] Einiges an Lava floss jedoch nach Nordwesten durch das Nagha Creek Valley in Richtung des Mess Lake im Mess Creek Valley.^[18]

Der Ausbruch des Kana Cone etwa 18 km nördlich des Mount Edziza war durch die Effusion basaltischer Lavaströme und das Auftürmen vulkanischer Ejekta rund um den Schlot gekennzeichnet.^[18][5.101] Während dieses Ausbruchs wurden mehrere Lavazungen produziert, von denen einige um die erodierten Überreste von in der Klastline-Eruptionsperiode produzierter Lava herumströmten und das Klastline Valley fluteten, wo sie zeitweise den Fluss stauten.^[5.101] Der Lava-Damm schuf ein neues Flussbett für den Klastline River entlang der nördlichen Talwand, wo er bis heute entlangfließt, obwohl ein Teil der Lava auch weiter flussabwärts geströmt sein könnte, wo sie potenziell den Stikine River erreichte und dort einen weiteren temporären Damm bildete.^[5.94][48.1] Während des Ausbruchs des Kana Cone gab es mehrere Episoden von Lava-Effusion, von denen jede zur Entstehung neuer Lavakanäle führte.^[5.101]

Im Walkout Creek Valley entstanden in der Big-Raven-Zeit zwei kleine Schlackenkegel etwa 18 km südwestlich des Mount Edziza, die beide basaltische Lavaströme produzierten.^[2][5.103] Der größere Kegel ist etwa 120 m hoch und entstand auf einem sich langsam bewegenden Erdrutsch an der Nordseite des Tals.^[5.94] Vulkanische Bomben und agglutinierte Schweißschlacke des kleineren Kegels etwa 3 km östlich sind nördlich des Walkout Creek exponiert, wo sie kolluviale Ablagerungen überdecken.^[18] An beiden Vulkanen gibt es Unterteilungen, sodass der größere von beiden aufgrund der Erdrutsch-Bewegungen in bogenförmige, stufenartige Scheiben gegliedert erscheint.^[5.102]

Ein kleiner, aber heftiger Ausbruch mit einem VEI von 3 ereignete sich an einem Schlot an der Südwestflanke des Ice Peak gegen Ende der Big-Raven-Eruptionsperiode.^[5.89][47] Er lagerte den körnigen trachytischen Bims des Sheep Track Member auf einer Fläche von etwa 40 km² ab.^{[10.1][5.104]} Größere, schneeballgroße Klumpen dieses Bims fielen in der Schlotumgebung nieder, während kleinere, erbsengroße Fragmente im weiteren Umfeld der Ablagerungen niedergingen.^{[4.12][5.105]} Alle Kegel und Lavaströme des Snowshoe Lava Field sind mit dem Bims des Sheep Track bedeckt mit Ausnahme von The Saucer, welcher wahrscheinlich nach der Sheep-Track-Eruption entstand.^[5.106] Die Lage des Schlotes, der den Bims ausstieß, ist unbekannt; er könnte sich aber unter dem Tencho Glacier befinden, dem größten Gletscher des MEVC.^{[15.5][5.107][49]} Eine Spaltspurdatierung ergab, dass der Sheep-Track-Bims in den vergangenen 7.000 Jahren ausgestoßen worden sein muss, höchstwahrscheinlich im Jahr 950 u. Z.^[47]

Der Vulkanismus des MEVC produzierte mindestens 10 einzelne Ströme von Obsidian, von denen einige in prähistorischer Zeit durch indigene Völker genutzt wurden, um Pfeilspitzen und Messerschneiden herzustellen.^{[50.1][51.1][52]} Der Obsidian wurde über große Entfernungen hinweg im gesamten Pazifischen Nordwesten gehandelt; er wurde in archäologischen Fundstätten in Alaska, Yukon, West-Alberta und entlang der British Columbia Coast entdeckt.^[51.1][52] Er ist über eine Fläche von mehr als 2.200.000 km² verbreitet, was den Obsidian des MEVC zum am weitesten verbreiteten Obsidian im westlichen Nordamerika macht.^[51.1][53.1] Obsidian aus der archäologischen Grabungsstätte Hidden Falls in Alaska wurde mithilfe der Hydratationsschicht auf ein Alter von 10.000 Jahren datiert; das legt nahe, dass der MEVC schon bald nach dem Rückzug der Eisschicht in der Letzten Kaltzeit als Obsidian-Quelle erkundet wurde.^[51.2]

Obsidian vom MEVC kommt in mindestens vier geologischen Formationen vor, wobei das größte dieser Vorkommen sein Zentrum am Goat Mountain der Spectrum-Formation hat. Die Armadillo-Formation enthält fünf Obsidian-Ströme, die weiter über den gesamten MEVC verbreitet sind; zu den Fundorten gehören der Cartoona Peak, der Coffee Crater, der Destell Pass, der Artifact Creek und die Mündung des Fan Creek in den Artifact Creek. Die Ice-Peak- und die Pyramid-Formation enthalten jeweils zwei Obsidian-Ströme in der Sorcery Ridge bzw. auf The Pyramid.^[50.2]

Der Vulkanismus des MEVC ist glaziologisch bedeutend, weil einige der vulkanischen Ablagerungen die Anwesenheit und die Mächtigkeit von Eis in einer Region dokumentieren, in der es zu den Eisverhältnissen vor der Letzten Kaltzeit vor etwa 115.000 bis 11.700 Jahren nur unbedeutende Feldforschung gibt.^[33][54.1] Der früheste dokumentierte Nachweis der Anwesenheit von Eis am MEVC ist in der 4,4 Millionen Jahre alten Nido-Formation erhalten geblieben, welche glaziale Ablagerungen mit Lavaströmen in Wechsellagerung enthält.^{[17.1][5.108]} Ein Beleg der frühpleistozänen Vereisung ist durch eine Sequenz von Diamiktiten zwischen basaltischen Lavaströmen der etwa eine Million Jahre alten Ice-Peak-Formation erhalten.^[17.1][24.2]

Der am tiefsten liegende Basaltstrom der Ice-Peak-Formation enthält an der Basis Kissenlava; er überlagert auch direkt Hyaloklastite und ist sowohl brekzienartig als auch deformiert, was nahelegt, dass er auf einen Gletscher oder ein Eisschild extrudiert wurde.^[5.53][24.2] Die Dicke der Ornostay Bluff aus der Ice-Peak-Formation und des Triangle Dome aus der 0,9 Millionen Jahre alten Edziza-Formation legt nahe, dass sie extrudiert wurden, als der MEVC mit einer mindestens 225 m starken Schicht Gletschereis bedeckt war.^[5.109][55] Glaziales Sediment unter einem 0,3 Millionen Jahre alten Basaltstrom der Klastline-Formation im Stikine River Valley korrespondiert mit der Sauerstoff-Isotopenstufe 10 des Mittel-Pleistozäns.^[39.5][56.1]

Die Möglichkeit von neuerlichem Vulkanismus am MEVC kann nicht ausgeschlossen werden, da er einer der jüngsten aktiven Vulkankomplexe in Kanada ist. Er wird auch allgemein eher als ruhender denn als erloschener Vulkan angesehen, der mehrere Impulse eruptiver Aktivität in den vergangenen 2.000 Jahren erfahren hat.^[57.1] Jeglicher neuerlicher Vulkanismus des MEVC würde wohl dem ähnlich sein, was in seiner langen vulkanischen Geschichte geschah, was potentiell explosive Eruptionen und das Aufstauen lokaler Fließgewässer durch Lavaströme einschließt.^[8] Glaziovulkanismus ist ebenso eine Möglichkeit, da der MEVC eine Eiskappe von etwa 70 km² Fläche enthält.^[58.1][59] Explosiver Vulkanismus könnte Teile des nordwestlichen Kanada zum Erliegen bringen; Eruptionssäulen können über tausende von Kilometern vom Wind verdriftet werden und werden oft über zunehmend größere Gebiete verteilt, je weiter die Ablagerungsorte vom ausstoßenden Schlot entfernt sind.^[8][60]

• Geographie von British Columbia
• Geologie von British Columbia
• Vulkanismus in Kanada

• Kristen A. LaMoreaux: Recognizing Ice-Contact Trachyte-Phonolite Lavas at the Mount Edziza Volcanic Complex, British Columbia, Canada (M.S. thesis). University of Pittsburgh, 2008 (englisch, pitt.edu [PDF]). 
• J. G. Souther, D. T. A. Symons: Stratigraphy and paleomagnetism of Mount Edziza volcanic complex, northwest British Columbia (= Geological Survey of Canada, Paper 73-32). Department of Energy, Mines and Resources, 1974, doi:10.4095/102538 (englisch).