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Erupción del volcán Hatepe

La erupción de Hatepe , llamada así por la capa de tefra pómez pliniana de Hatepe , [1] a veces denominada erupción de Taupō o erupción de la Unidad Y del Arrecife Horomatangi, data del año 232 d. C. ± 10 [2] y fue la erupción importante más reciente del volcán Taupō . Se cree que es la erupción más grande de Nueva Zelanda en los últimos 20 000 años. La erupción expulsó unos 45–105 km3 (11–25 mi3) de tefra a granel, [3] de los cuales poco más de 30 km3 ( 7,2 mi3) fueron expulsados ​​en aproximadamente 6–7 minutos. [4] Esto la convierte en una de las mayores erupciones de los últimos 5.000 años, comparable a la erupción minoica del segundo milenio a. C., la erupción del monte Paektu en 946 , la erupción del monte Samalas en 1257 y la erupción del monte Tambora en 1815 .

Etapas de la erupción

Erupción del volcán Hatepe
Impacto de la erupción del volcán Hatepe en la Isla Norte : un depósito de ceniza de 10 cm (sombreado blanco) e ignimbrita del flujo piroclástico (sombreado amarillo). La caldera del colapso se muestra en rojo claro y se superpone a la Nueva Zelanda actual.

La erupción pasó por varias etapas, con seis horizontes marcadores distintos identificados, aunque la fase 5 tiene al menos 26 subunidades de depósito. [5] La mayoría de las etapas solo afectaron los alrededores inmediatos de la caldera y las regiones al este debido a los patrones de viento predominantes. [6] A pesar de la composición uniforme del magma erupcionado , se exhibieron una amplia variedad de estilos eruptivos, incluido un freatomagmatismo débil , erupciones plinianas y un enorme flujo piroclástico . Los domos de lava riolítica se extruyeron algunos años o décadas después, formando los arrecifes de Horomatangi y el banco Waitahanui . [7]

El flujo piroclástico principal, de movimiento extremadamente rápido, viajó a una velocidad cercana a la del sonido y devastó el área circundante, subiendo más de 1.500 m (4.900 pies) para sobrepasar las cercanas cordilleras Kaimanawa y el monte Tongariro , y cubriendo la tierra dentro de 80 km (50 mi) con ignimbrita . Solo Ruapehu fue lo suficientemente alto como para desviar el flujo. [8] : 128–9  El poder del flujo piroclástico fue tan fuerte que en algunos lugares erosionó más material de la superficie del suelo del que reemplazó con ignimbrita. [8] : 225  Hay evidencia de que ocurrió en una tarde de otoño y su liberación de energía fue de aproximadamente 150 megatones de equivalente de TNT. [6] La columna de erupción penetró la estratosfera como lo revelan los depósitos en muestras de núcleos de hielo en Groenlandia y la Antártida. [9] Como los maoríes no se establecieron en Nueva Zelanda hasta más de 1000 años después, la zona no tenía habitantes humanos conocidos cuando se produjo la erupción. Se han encontrado depósitos de tsunami de la misma edad en la costa central de Nueva Zelanda, evidencia de que la erupción causó tsunamis locales, pero es posible que se hayan generado olas mucho más extendidas (como las observadas después de la erupción del Krakatoa de 1883 ). [10] Las etapas reclasificadas a partir de 2003 son: [6]

Después

Áreas máximas temporales de lagos después de la erupción del lago Hatepe en el año 232 ± 10 d. C. (sombreado azul oscuro). Se crearon dos lagos temporales Reporoa de manera transitoria, el primero más grande y el segundo más pequeño y muy transitorio, cuando falló la presa en la salida actual del lago Taupō .

Se estima que podría haber tomado hasta 30 años para rellenar el lago vaciado en la caldera. [6] Hubo cambios masivos en el paisaje en 40 km (25 mi) a la redonda con toda la vida esterilizada y las formas del relieve anteriores niveladas, con más allá de la capa de ignimbrita probablemente incendios forestales y cenizas asociadas a la muerte, especialmente al oeste. [6] En 1937 se reconoció que el depósito de la erupción de Hatepe había sido tan caliente como para quemar el bosque a una distancia de 160 km (99 mi) del lago Taupō, pero no se entendió que esto se debía a un flujo piroclástico hasta 1956. [6] : 129  Los valles se habían llenado de ignimbrita, nivelando la forma de la tierra.

El río Waikato había sido bloqueado por depósitos de ignimbrita, siendo el bloqueo más bajo del río el de Orakei Korako . Un lago temporal por encima de este bloqueo se formó en el transcurso de quizás 2 a 3 años en la antigua caldera de Reporoa , alcanzando un área máxima de aproximadamente 90 km2 ( 35 millas cuadradas) y un volumen de aproximadamente 2,5 km3 ( 0,60 millas cúbicas). [11] : 109  Esto rompió la presa de ignimbrita en una inundación masiva con un caudal máximo que se cree fue de 17.000 m3 / s, más de 100 veces el caudal máximo de inundación actual del río. [6]

A su debido tiempo, después de la erupción de Hatepe, el lago que se formó se expandió aún más sobre el lago que se había formado después de la erupción mucho más grande de Oruanui hace unos 26.500 años. La salida anterior se bloqueó, elevando el lago 35 metros (115 pies) por encima de su nivel actual hasta que estalló después de unos 20 años en una gran inundación. [6] Más de 20 km3 ( 4,8 millas cúbicas) de agua [12] : 327  se escaparon río abajo en menos de 4 semanas, con un caudal máximo del orden de 30.000 m3 / s, fluyendo durante más de una semana a aproximadamente 200 veces la tasa actual del río Waikato . [6]

Después de la erupción se formaron domos de lava riolítica ; estas erupciones más pequeñas de tamaño total desconocido también crearon grandes balsas de piedra pómez que luego se descubrieron depositadas en la orilla del lago. [13] El volcán continúa siendo clasificado como activo con períodos de agitación volcánica. [2]

Datación de la erupción

Los primeros esfuerzos de datación por radiocarbono realizados en 22 muestras carbonizadas seleccionadas dieron como resultado una fecha promedio no calibrada de 1.819 ± 17 años antes del presente (131 d. C. ± 17). [14] Las investigaciones de Colin JN Wilson y otros observaron que la calibración en curso lleva el resultado del radiocarbono a una fecha más reciente, y propusieron el año 186 d. C. como el año exacto de la erupción basándose en antiguos registros chinos y romanos de fenómenos atmosféricos inusuales en aproximadamente ese año. [15]

En un esfuerzo dirigido por RSJ Sparks y otros para investigar el desplazamiento de calibración interhemisférica en 1995, el equipo analizó las edades no calibradas de los anillos de los árboles de un solo árbol muerto en la erupción de Taupo, comparó la cronología de los anillos de los árboles no calibrados con la curva de calibración del hemisferio norte y extrapoló las fechas de los anillos de los árboles calibrados para obtener la fecha del anillo más externo de 232 d. C. ± 15, es decir, el último momento en que el árbol estuvo vivo. [16]

En 2012, para evitar el desfase de calibración interhemisférica, las fechas no calibradas de los anillos de los árboles de un solo árbol muerto en la erupción de Taupo se ajustaron mediante un sistema de ajuste de oscilación con el conjunto de datos de calibración derivados de Nueva Zelanda para obtener la fecha de erupción más precisa en la actualidad de 232 d. C. ± 8 (95,4 % de confianza). [17] Esta fecha es estadísticamente indistinguible de la del estudio de 1995 y es la fecha actualmente aceptada. Se sugiere que la presencia de carbono magmático en las aguas subterráneas anteriores a la erupción puede haber contaminado las edades de radiocarbono. [18] Sin embargo, se han identificado fragmentos riolíticos derivados de la erupción de Taupo en el núcleo de hielo de la isla Roosevelt y se fechan de forma independiente en 230 d. C. ± 19, lo que refuta las proposiciones de un posible sesgo de edad. [19] Estas fechas también se encuentran dentro de un rango más amplio de 205 d. C. a 373 d. C. determinado por datación paleomagnética , pero la edad sigue siendo ligeramente controvertida, por las razones mencionadas. [20]

Deficiencias del suelo posteriores a la erupción

Los suelos de tefra asociados con la erupción presentaban deficiencias de varios minerales esenciales, y la deficiencia de cobalto era la causa de la enfermedad de la maleza en los animales, lo que impedía la cría productiva de ganado hasta que se identificó y abordó este problema. Esta identificación por parte de los científicos del gobierno de Nueva Zelanda en 1934 fue probablemente el avance individual más significativo en la agricultura de Nueva Zelanda hasta la fecha, [21] pero no se pudo explotar plenamente hasta la década de 1950 con el despliegue de fertilizantes de superfosfato que contenían iones de cobalto desde aviones.

Véase también

Referencias

  1. ^ Talbot, JP; Self, S.; Wilson, CJN (1994). "Depósitos de cenizas arrastradas por la lluvia y por corrientes de gravedad diluidas en el depósito pliniano Hatepe de 1,8 ka, Taupo, Nueva Zelanda". Boletín de vulcanología . 56 (6–7): 538–551. Código Bibliográfico :1994BVol...56..538T. doi :10.1007/BF00302834. S2CID  129632427.
  2. ^ ab Illsley-Kemp, Finnigan; Barker, Simon J.; Wilson, Colin JN; Chamberlain, Calum J.; Hreinsdóttir, Sigrún; Ellis, Susan ; Hamling, Ian J.; Savage, Martha K.; Mestel, Eleanor RH; Wadsworth, Fabian B. (1 de junio de 2021). "Agitación volcánica en el volcán Taupō en 2019: causas, mecanismos e implicaciones". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 22 (6): 1–27. Código Bibliográfico :2021GGG....2209803I. doi : 10.1029/2021GC009803 .
  3. ^ Sutton, Andrew N.; Blake, Stephen; Wilson, Colin JN (1995-10-01). "Una descripción general de la geoquímica de las erupciones de riolita del centro volcánico de Taupo, Nueva Zelanda". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . Zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda. 68 (1): 153–175. Bibcode :1995JVGR...68..153S. doi :10.1016/0377-0273(95)00011-I. ISSN  0377-0273.
  4. ^ Wilson, CJN (28 de junio de 1985). "La erupción de Taupo, Nueva Zelanda. II. La ignimbrita de Taupo". Transacciones filosóficas de la Royal Society de Londres. Serie A, Ciencias Matemáticas y Físicas . 314 (1529): 229–310. Código Bib : 1985RSPTA.314..229W. doi :10.1098/rsta.1985.0020. ISSN  0080-4614. S2CID  123039394.
  5. ^ abcdefg Hasegawa, T.; Greve, A.; Gravley, DM; Kusu, C.; Kaneda, Y.; Shibata, S.; Okada, M.; Kósik, S.; Mochizuki, N.; Turner, G. (2023). "Restricción paleomagnética de la edad y duración de la erupción de Taupō, Nueva Zelanda". Tierra, planetas y espacio . 75 (1). 23. Bibcode :2023EP&S...75...23H. doi : 10.1186/s40623-023-01779-7 .: Sección: Productos y secuencia de la erupción 
  6. ^ abcdefghi Lowe, David J; Pittari, Adrián (2021). "La secuencia de erupción de Taupō del año 232 ± 10 d. C. en Aotearoa Nueva Zelanda: una retrospección (ニ ュ ー ジ ー ラ ン ド ・ タ ウ ポ 火 山 に け る 西暦 232 ± 10 年噴 火 の 推 移)". Revista de Geografía (Chigaku Zasshi 地学雑誌) . 130 (1): 117–41. doi : 10.5026/jgeography.130.117 . hdl : 10289/16150 . Revista de Ciencias Sociales  , 1984  .
  7. ^ Houghton, BF (2007). "Guía de campo: Zona volcánica de Taupo" (PDF) . Archivado desde el original (PDF) el 3 de marzo de 2016. Consultado el 3 de marzo de 2016 .
  8. ^ ab Wilson, Colin James Ness (1983). Estudios sobre los orígenes y emplazamiento de flujos piroclásticos (tesis doctoral). Imperial College, Londres. hdl :10044/1/35788 . Consultado el 23 de septiembre de 2023 .
  9. ^ Winstrup, Mai; Vallelonga, Pablo; Kjær, Helle A.; Dulce de azúcar, Tyler J.; Lee, James E.; Riis, Marie H.; Edwards, Ross; Bertler, Nancy AN; Blunier, Thomas; Brook, Ed J.; Buizert, Christo; Ciobanu, Gabriela; Conway, Howard; Dahl-Jensen, Dorthe; Ellis, Aja (10 de abril de 2019). "Una escala de tiempo anual de 2700 años y una historia de acumulación de un núcleo de hielo de la isla Roosevelt, Antártida occidental". Clima del pasado . 15 (2): 751–779. Código Bib : 2019CliPa..15..751W. doi : 10.5194/cp-15-751-2019 . ISSN  1814-9324. S2CID  134798069.
  10. ^ Lowe, DJ, DJ; de Lange, WP (2000). "Tamis volcánicos-meteorológicos, la erupción de Taupo c. 200 CE (Nueva Zelanda) y la posibilidad de un tsunami global". El Holoceno . 10 (3): 401–407. doi :10.1191/095968300670392643. S2CID  129508873.
  11. ^ Manville, V (18 de abril de 2001). James DL White; NR Riggs (eds.). Sedimentología e historia del lago Reporoa: un lago supraignimbrita efímero, zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda en Sedimentación volcanoclástica en entornos lacustres . Wiley. págs. 109–40. ISBN 1444304267.
  12. ^ Manville, V.; Segschneider, B.; Newton, E.; White, JDL; Houghton, BF; Wilson, CJN (2009). "Impacto ambiental de la erupción de Taupo de 1,8 ka, Nueva Zelanda: respuestas del paisaje a una erupción explosiva de riolita a gran escala". Geología sedimentaria . 220 (3–4): 318–336. doi :10.1016/j.sedgeo.2009.04.017.
  13. ^ von Lichtan, IJ; White, JDL; Manville, V.; Ohneiser, C. (2016). "Bloques de piedra pómez gigantes en balsa de la erupción más reciente del volcán Taupo, Nueva Zelanda: perspectivas a partir de datos paleomagnéticos y texturales". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 318 : 73–88. Código Bibliográfico :2016JVGR..318...73V. doi :10.1016/j.jvolgeores.2016.04.003.
  14. ^ Healy, J; Vucetich, CG; Pullar, WA (1964). Estratigrafía y cronología de cenizas volcánicas del Cuaternario tardío en los distritos de Taupo, Rotorua y Gisborne . Departamento de Investigación Científica e Industrial de Nueva Zelanda, Wellington.
  15. ^ Wilson, CJN ; Ambraseys, NN; Bradley, J.; Walker, GPL (1980). "Una nueva fecha para la erupción de Taupo, Nueva Zelanda". Nature . 288 (5788): 252–253. Bibcode :1980Natur.288..252W. doi :10.1038/288252a0. S2CID  4309536.
  16. ^ Sparks, RJ; Melhuish, WH; McKee, JWA; Ogden, J.; Palmer, JG (1995). "Calibración de 14C en el hemisferio sur y la fecha de la última erupción de Taupo: evidencia de secuencias de anillos de árboles". Radiocarbono . 37 (2): 155–163. Bibcode :1995Radcb..37..155S. doi : 10.1017/S0033822200030599 .
  17. ^ Hogg, Alan; Lowe, David J.; Palmer, Jonathan; Boswijk, Gretel; Ramsey, Christopher Bronk (2012). "Fecha de calendario revisada para la erupción de Taupo derivada por comparación de 14 C utilizando un conjunto de datos de calibración de 14 C de Kauri de Nueva Zelanda". El Holoceno . 22 (4): 439–449. Bibcode :2012Holoc..22..439H. doi :10.1177/0959683611425551. hdl : 10289/5936 . ISSN  0959-6836. S2CID  129928745.
  18. ^ Kennedy, Ben; Duffy, Brendan; Holdaway, Richard N. (5 de octubre de 2018). "Evidencia de sesgo de carbono magmático en la datación por 14 C de Taupo y otras erupciones importantes". Nature Communications . 9 (1): 4110. Bibcode :2018NatCo...9.4110H. doi :10.1038/s41467-018-06357-0. ISSN  2041-1723. PMC 6173711 . PMID  30291227. 
  19. ^ Piva, Stephen B.; Barker, Simon J.; Iverson, Nels A.; Winton, V. Holly L.; Bertler, Nancy AN; Sigl, Michael; Wilson, Colin JN; Dunbar, Nelia W.; Kurbatov, Andrei V.; Carter, Lionel; Charlier, Bruce LA; Newnham, Rewi M. (9 de octubre de 2023). "Vidrio volcánico de la erupción de Taupō de hace 1,8 ka (Nueva Zelanda) detectado en el hielo antártico en ~ 230 d. C." Scientific Reports . 13 (1): 16720. Bibcode :2023NatSR..1316720P. doi : 10.1038/s41598-023-42602-3 . ISSN  2045-2322. PMC 10562440 . Número de modelo:  PMID37813875. 
  20. ^ Hasegawa, T.; Greve, A.; Gravley, DM; Kusu, C.; Kaneda, Y.; Shibata, S.; Okada, M.; Kósik, S.; Mochizuki, N.; Turner, G. (2023). "Restricción paleomagnética de la edad y duración de la erupción de Taupō, Nueva Zelanda". Tierra, planetas y espacio . 75 (1). 23. Código Bibliográfico :2023EP&S...75...23H. doi : 10.1186/s40623-023-01779-7 .: Secciones:Edad de la erupción, Conclusión 
  21. ^ Lowe, DJ; Balks, MR (2019). "Introducción a los suelos derivados de la tefra y la agricultura, Waikato-Bay of Plenty, Isla Norte, Nueva Zelanda" (PDF) .

Enlaces externos