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Zona volcánica de Taupō

La zona volcánica de Taupō ( TVZ ) es una zona volcánica en la Isla Norte de Nueva Zelanda . Ha estado activa durante al menos los últimos dos millones de años y todavía sigue siendo muy activa.

El monte Ruapehu marca su extremo sudoeste y la zona se extiende hacia el noreste a través de las áreas de Taupō y Rotorua y mar adentro hacia la bahía de Plenty . Es parte de una región volcánica central más grande que se extiende hasta la península de Coromandel y ha estado activa durante cuatro millones de años. La zona está contenida dentro del rift continental intraarco tectónico de Taupō y esta zona volcánica del rift se está ensanchando de manera desigual de este a oeste, con la mayor tasa de ensanchamiento en la costa de la bahía de Plenty, la menor en el monte Ruapehu y una tasa de aproximadamente 8 mm (0,31 pulgadas) por año en Taupō. La zona recibe su nombre del lago Taupō , la caldera inundada del volcán más grande de la zona, el volcán Taupō , y contiene una gran meseta volcánica central , así como otras formas de relieve.

Actividad

Monte Ngauruhoe

Hay numerosos respiraderos volcánicos y campos geotérmicos en la zona, con el Monte Ruapehu , el Monte Ngauruhoe y Whakaari / Isla Blanca en erupción con mayor frecuencia. Whakaari ha estado en actividad continua desde 1826 si se cuentan, por ejemplo, las fumarolas humeantes, pero lo mismo se aplica al centro volcánico de Okataina . [1] La zona volcánica de Taupō ha producido en los últimos 350.000 años más de 3.900 kilómetros cúbicos (940 millas cúbicas) de material, más que cualquier otro lugar de la Tierra, a partir de más de 300 erupciones silícicas, y 12 de estas erupciones formaron calderas. [2] La estratigrafía detallada de la zona solo está disponible a partir de la erupción de Ōkataina Rotoiti, pero incluido este evento, la zona ha sido más productiva que cualquier otra área volcánica predominantemente riolítica durante los últimos 50.000 años con 12,8 km3 ( 3,1 millas cúbicas) por mil años. [3] : 230–232  La comparación de los grandes eventos en la zona volcánica de Taupō durante los últimos 1,6 millones de años a 3,8 km3 ( 0,91 mi3) por mil años con la productividad de 2,1 millones de años de la caldera de Yellowstone a 3,0 km3 (0,72 mi3) por mil años favorece a Taupo. [3] : 225  Tanto el volcán Taupō como la caldera de Ōkataina han tenido múltiples erupciones en los últimos 25 000 años. La erupción más grande de la zona desde la llegada de los europeos fue la del monte Tarawera (dentro de la caldera de Ōkataina) en 1886, que mató a más de 100 personas. Los primeros maoríes también se habrían visto afectados por la erupción mucho más grande de Kaharoa desde Tarawera alrededor de 1315 d. C. [4] [5]

La última erupción importante del lago Taupō, la erupción de Hatepe , ocurrió en el año 232 d. C. [6] Se cree que primero vació el lago y luego siguió esa hazaña con un flujo piroclástico que cubrió unos 20 000 km² ( 7700 millas cuadradas) de tierra con ceniza volcánica . Se cree que se expulsó un total de 120 km³ (29 millas cúbicas) de material expresado como equivalente de roca densa (DRE), y se estima que se expulsaron más de 30 km³ ( 7,2 millas cúbicas ) de material en solo unos minutos. Anteriormente se pensaba que la fecha de esta actividad era el año 186 d. C., ya que se pensaba que la expulsión de cenizas era lo suficientemente grande como para teñir de rojo el cielo sobre Roma y China (como se documenta en Hou Han Shu ), pero esto ha sido refutado desde entonces. [6]

Whakaari / Isla Blanca

En Whakaari/White Island se produjo un importante colapso del volcán debido a una falla estructural que data del año 946 a. C. ± 52 años. Se ha sugerido que esta fue la causa del tsunami de decenas de metros de altura que se extendió hasta 7 kilómetros (4,3 millas) tierra adentro en la Bahía de Plenty aproximadamente en esa época. Aunque los tsunamis importantes pueden estar asociados con erupciones volcánicas, se desconoce si la causa fue una erupción relativamente pequeña de Whakaari u otra causa, como un gran terremoto local [7].

Taupō expulsó aproximadamente 1170 km3 ( 280 mi3) de material DRE en su erupción de Oruanui hace 25 580 años. [8] Esta fue la erupción más reciente de la Tierra que alcanzó VEI-8, el nivel más alto en el índice de explosividad volcánica .

La caldera de Rotorua ha estado inactiva durante más tiempo, y su erupción principal ocurrió hace unos 225.000 años, aunque la extrusión del domo de lava se ha producido en los últimos 25.000 años. [9] [10]

Extensión y contexto geológico

Géiser Lady Knox , área geotérmica de Waiotapu

La zona volcánica de Taupō tiene aproximadamente 350 kilómetros (217 millas) de largo por 50 kilómetros (31 millas) de ancho. El monte Ruapehu marca su extremo sudoeste, mientras que Whakaari/Isla Blanca se considera su límite noreste. [11]

Forma una porción sur de la cuenca de arco posterior activa Lau-Havre-Taupō , que se encuentra detrás de la zona de subducción Kermadec-Tonga . [12] [13] La isla Mayor y el monte Taranaki son volcanes de arco posterior recientemente activos en la extensión neozelandesa de este arco. La isla Mayor/Tūhua es el volcán en escudo más septentrional adyacente a la costa de Nueva Zelanda, y se cree que ha estado activo en los últimos 1000 años. [14] Está formado a partir de magma riolítico . [15] Tiene una historia eruptiva bastante compleja, pero solo con una erupción pliniana significativa definida . [14] El monte Taranaki es un cono de andesita y el más reciente de los cuatro volcanes Taranaki a unos 140 km (87 mi) al oeste de la zona volcánica de Taupō. [16]

Asociada con la zona volcánica de Taupō, la extensión intraarco se expresa como fallas normales dentro de una zona conocida como la falla de Taupō. [17] La ​​actividad volcánica continúa hacia el norte-noreste, a lo largo de la línea de la zona volcánica de Taupō, a través de varios volcanes submarinos en los montes submarinos de la cordillera Kermadec Sur , luego se desplaza hacia el este hasta el arco volcánico paralelo de las islas Kermadec y Tonga . Aunque la cuenca de trasarco continúa propagándose hacia el suroeste, con la cuenca de Wanganui Sur formando una cuenca de trasarco inicial, la actividad volcánica aún no ha comenzado en esta región. [18]

Al sur de Kaikōura, el límite de placas cambia a un límite transformante con una colisión continental oblicua que eleva los Alpes del Sur en la Isla Sur . Una zona de subducción reaparece al suroeste de Fiordland , en la esquina suroeste de la Isla Sur, aunque aquí la subducción se produce en la dirección opuesta. La isla Solander/Hautere es un volcán extinto asociado a esta zona de subducción, y el único que sobresale por encima del mar.

Estudio científico

Tectónica

En la Isla Norte, el rifting asociado con la tectónica de placas ha definido una Región Volcánica Central, que ha estado activa durante cuatro millones de años y que se extiende hacia el oeste desde la zona volcánica de Taupō a través de la bahía occidental de Plenty hasta el lado oriental de la península de Coromandel . [19] El eje de rifting dominante asociado con la Región Volcánica Central se ha movido con el tiempo, desde el Rift Hauraki asociado al arco posterior hasta el Rift Taupō intraarco. Como actualmente no hay un consenso absoluto con respecto a la causa de la extensión del Rift Taupō o su excepcional productividad volcánica actual, se ha simplificado parte de la discusión en esta página, en lugar de presentar todos los modelos posibles.

Trabajos científicos recientes indican que la corteza terrestre debajo de la Zona Volcánica de Taupō puede tener tan solo 16 kilómetros de espesor. Una película de magma de 50 kilómetros (30 millas) de ancho y 160 kilómetros (100 millas) de largo se encuentra a 10 kilómetros bajo la superficie. [20] [21] El registro geológico indica que algunos de los volcanes de la zona entran en erupción con poca frecuencia, pero tienen erupciones grandes, violentas y destructivas cuando lo hacen. Técnicamente, la zona se encuentra en el Rift intraarco continental de Taupō, que es una continuación de las estructuras de placas oceánicas asociadas con la convergencia oblicua de las placas australiana y del Pacífico en la zona de subducción de Hikurangi . En Taupō, la zona volcánica del rift se está ensanchando de este a oeste a un ritmo de unos 8 mm (0,31 pulgadas)/año, mientras que en el monte Ruapehu es de solo 2-4 mm (0,079-0,157 pulgadas)/año y esto aumenta en el extremo noreste en la costa de la Bahía de Plenty a 10-15 mm (0,39-0,59 pulgadas)/año. [22] El rift ha tenido tres etapas activas de fallas en los últimos 2 millones de años, y el rift moderno de Taupō evolucionó en los últimos 25.000 años después de la erupción masiva de Oruanui y ahora se encuentra dentro de dos sistemas de rift esencialmente inactivos. Estos son los límites circundantes del joven rift de Taupō, de entre 25.000 y 350.000 años, y el antiguo sistema de rift de Taupō, cuyo límite norte ahora se encuentra bastante al norte de los otros dos, que se crearon antes de hace 350.000 años. [22]

El Centro Volcánico de Tauranga , que estuvo activo entre 2,95 y 1,9 millones de años atrás y que anteriormente se clasificaba como parte de la Región Volcánica Central, [19] parece estar ahora en un continuo tectónico con la Zona Volcánica de Taupō. Estudios recientes de tefra del fondo oceánico frente a la costa este de la Isla Norte han mostrado un cambio abrupto en la composición de estos, desde hace unos 4,5 millones de años, que se ha sugerido que distingue la actividad de la Zona Volcánica de Coromandel de la de la Zona Volcánica de Taupō. [23] Además, la distintiva ignimbrita de Waiteariki que estalló hace 2,1 millones de años en una supererupción, presumiblemente a partir de la anomalía de gravedad definida como Caldera de Omanawa , [24] se encuentra dentro de los límites postulados de la antigua falla de Taupō. [25]

Defectos

Las múltiples fallas intra-rift son algunas de las más activas del país y algunas tienen el potencial de crear eventos de magnitud superior a 7. Las estructuras de fallas están quizás mejor caracterizadas relacionadas con los fosas tectónicas de Ruapehu y Tongariro . Los depósitos recientes de las principales erupciones y las características del lago significan que muchas fallas potencialmente significativas no están caracterizadas, ya sea completamente (por ejemplo, el terremoto de 6,5 MW de Edgecumbe en 1987 resultó en el mapeo de la falla de Edgecumbe por primera vez) o la frecuencia de los eventos y su magnitud probable no se entienden. No se puede asumir que solo porque la tasa de expansión de la grieta es mayor cerca de la costa, es allí donde se producirán los terremotos tectónicos más significativos en términos de riesgo humano. La zona de falla de Waihi al sur del lago Taupō y asociada con el foso tectónico de Tongariro tiene un riesgo particular de inducir deslizamientos de tierra masivos que han causado una pérdida significativa de vidas y parece ser más activa que muchas otras fallas en la zona.

Vulcanismo

En 1886, el monte Tarawera produjo la mayor erupción histórica de Nueva Zelanda desde la colonización europea.

La parte norte ( Whakatane Graben – Bay of Plenty) de la zona está formada predominantemente por magma andesítico [26] [27] y está representada por el estratovolcán de andesita - dacita Whakaari / White Island, que se encuentra en continua actividad . Aunque se ha producido actividad estromboliana , las erupciones explosivas suelen ser freáticas o freatomagmáticas . [28] La cumbre emergente activa corona el volcán submarino más grande, de 16 kilómetros (9,9 mi) × 18 kilómetros (11 mi), con un volumen total de 78 km 3 (19 mi3). [29] [30] [31] [32]

La parte central de la zona está compuesta por ocho centros de calderas, el más antiguo de los cuales es la caldera Mangakino, que estuvo activa hace más de un millón de años (1,62–0,91 Ma). [26] Esto produjo ignimbrita que, a 170 km (110 mi) de distancia en Auckland, tiene hasta 9 m (30 pies) de espesor. [33] Además de la caldera Kapenga ahora enterrada, hay cinco centros de calderas, Rotorua, Ohakuri, Reporoa, Ōkataina y Taupō. Estos son el resultado de erupciones masivas poco frecuentes de magma riolítico gaseoso muy viscoso que es rico en silicio , potasio y sodio y creó las capas de ignimbrita de la meseta volcánica de la Isla Norte . La composición detallada sugiere que la erosión por subducción podría desempeñar un papel predominante en la producción de esta riolita, [34] : resumen  como la asimilación posterior y la cristalización fraccionada del magma basáltico primario, es difícil de modelar para explicar la composición y los volúmenes erupcionados. [35] Esta zona central ha tenido la mayor cantidad de erupciones formadoras de calderas silícicas muy grandes recientemente en la Tierra como se mencionó anteriormente. [36] [3]

Durante un período de menos de 100.000 años que comenzó con la masiva erupción de Whakamaru hace unos 335.000 años de más de 2.000 km3 ( 480 mi3) de material equivalente a roca densa , justo al norte del actual lago Taupō , se expulsaron más de 4.000 km3 ( 960 mi3) en total. Estas erupciones definieron esencialmente los límites de la actual meseta volcánica central , aunque su paisaje central actual es principalmente un producto de eventos posteriores más pequeños durante los últimos 200.000 años que la erupción de Whakamaru. Las otras erupciones que definen la meseta volcánica fueron la erupción de Matahina , de 150 km3 (36 mi3) , al oeste , de hace unos 280.000 años, la erupción de Chimp (Chimpancé), de 50 km3 (12 mi3), principalmente de tefra , hace entre 320 y 275 ka, la erupción central de Pokai , de 50 km3 (12 mi3) , de hace unos 275 ka, y las erupciones emparejadas de Mamaku , al norte y al este, al centro de Ohakuri, de hace unos 240.000 años, que juntas produjeron más de 245 km3 ( 59 mi3) de material equivalente a roca densa. [36] La erupción del volcán Oruanui en el sur de Taupō hace unos 25.600 años produjo 530 km3 ( 130 mi3) de material equivalente a roca densa y su reciente erupción en Hatepe en el año 232 d. C. ± 10 años produjo 120 km3 ( 29 mi3) de material equivalente a roca densa. [6]  Desde la erupción de Whakamaru, la parte central de la zona ha dominado, de modo que cuando se considera toda la zona, han entrado en erupción unos 3.000 km3 ( 720 mi3) de riolita, 300 km3 ( 72 mi3) de andesita, 20 km3 ( 4,8 mi3) de dacita y 5 km3 ( 1,2 mi3) de basalto. [3] : 228, 231 

Las erupciones efusivas que forman domos de magma de riolita menos gaseosos han creado características como los arrecifes de Horomatangi o la isla Motutaiko en el lago Taupō o el domo de lava del monte Tarawera . Este último, como parte del complejo de calderas de Ōkataina, es el campo volcánico de mayor riesgo para el hombre en Nueva Zelanda. [37] El monte Tauhara adyacente al lago Taupō es en realidad un domo dacítico [38] y, por lo tanto, intermedio en composición entre la andesita y la riolita , pero aún más viscoso que el basalto , que rara vez se encuentra en la zona. [39]

La parte sur de la zona contiene una estructura clásica de cono volcánico formada a partir de magma de andesita en erupciones efusivas que se enfrían para formar lava gris oscura si es pobre en gas o escoria si es rica en gas en esta parte de la zona. El monte Ruapehu, la montaña más alta de la Isla Norte, es un cono de andesita de 150 km3 ( 36 millas cúbicas) rodeado por una llanura anular de 150 km3 ( 36 millas cúbicas). [40] Esta llanura anular está formada por numerosos depósitos volcánicos creados por fallas de pendiente, erupciones o lahares . Al noroeste de Ruapehu se encuentra Hauhungatahi , el volcán más antiguo registrado en el sur de la meseta, [40] con al norte las dos montañas volcánicas prominentes en el centro volcánico de Tongariro siendo Tongariro y Ngauruhoe que son parte de un solo estratovolcán compuesto .

Riesgos

Lado suroeste del monte Tarawera, con el monte Edgecumbe al fondo.

El riesgo más probable es un terremoto asociado con múltiples fallas activas, [41] como dentro del Cinturón de Fallas de Taupō , pero muchas fallas no estarán caracterizadas como fue el caso del terremoto de Edgecumbe de 1987. [ 42] Los terremotos pueden estar asociados con deslizamientos de tierra y tsunamis interiores o costeros que pueden resultar en una gran pérdida de vidas y ambos han sucedido en la Zona de Fallas de Waihi . [43] La actividad volcánica de grado relativamente bajo de los volcanes de andesita en cada extremo de la zona ha resultado en una historia registrada tanto en pérdida directa de vidas como en transporte y turismo interrumpidos. La única erupción de alto grado en la historia registrada fue atípicamente basáltica del Monte Tarawera y, aunque muy destructiva, no es probable que sea un modelo perfecto para los eventos riolíticos más típicos y a menudo más grandes asociados con el Volcán Taupō y la Caldera Ōkataina . [44] Como se mencionó anteriormente, el complejo de calderas de Ōkataina es el campo volcánico de mayor riesgo para el hombre en Nueva Zelanda [37] y la frecuencia reciente de eventos riolíticos allí no es tranquilizadora, junto con la escala de tiempo de advertencia probable de tal evento. [44] Estas erupciones están asociadas con la producción de tefra que resulta en una caída de ceniza profunda sobre áreas amplias (por ejemplo, la erupción de Whakatane de hace ~ 5500 años tuvo una caída de ceniza de 5 mm (0,20 pulgadas) a 900 km (560 mi) de distancia en las islas Chatham ) ` [45] flujos piroclásticos y oleadas, que rara vez han cubierto grandes áreas de la Isla Norte en capas de ignimbrita , terremotos, tsunamis lacustres, crecimiento prolongado de domos de lava y flujos de bloques y cenizas asociados con lahares e inundaciones posteriores a la erupción. [44]

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Volcanes, lagos y campos geotermales

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Mapa de características volcánicas seleccionadas como símbolos rectangulares para la Zona Volcánica de Taupō. Los volcanes clasificados como activos se muestran en rojo, otros volcanes notables (hay muchos más) se muestran en naranja, las áreas geotérmicas en azul claro y las erupciones hidrotérmicas, si están activas, en azul. Es posible hacer clic en el mapa para obtener una vista de pantalla completa que permite pasar el mouse sobre él para mostrar una etiqueta (a menudo vinculada a wiki) para cada símbolo.
Mapa de depósitos volcánicos superficiales seleccionados centrados en la Zona Volcánica de Taupō, lo que permite un contexto volcánico más amplio. Al hacer clic en el mapa, se amplía y se puede desplazar y pasar el mouse sobre el nombre/wikilink de los depósitos volcánicos y las edades anteriores al presente. La clave para el sombreado de los volcanes que se muestran es riolita: violeta, ignimbrita: tonos más claros de violeta, dacita: púrpura, basalto : marrón, basaltos monogenéticos : marrón oscuro, basaltos indiferenciados del Complejo Tangihua en Northland Allochthon: marrón claro, basaltos de arco: marrón anaranjado oscuro, basaltos de anillo de arco: marrón anaranjado, andesita : rojo, andesita basáltica: rojo claro y plutónica: gris. El sombreado blanco se ha utilizado para las calderas postuladas (generalmente subterráneas ahora).

Los siguientes centros volcánicos pertenecen a la moderna zona volcánica de Taupō en lo que resultó ser un esquema de clasificación en evolución:

Vista satelital de la caldera del lago Rotorua. El monte Tarawera se encuentra en la esquina inferior derecha.
Características volcánicas importantes recientes del lago Taupō que muestran su relación con respiraderos volcánicos recientes en rojo y sistemas geotérmicos activos actuales en azul claro.
Imagen satelital compuesta del monte Ruapehu

Rotorua, Ōkataina, Maroa, Taupō, Tongariro y Mangakino. [46] [47] Es casi seguro que la zona antigua contiene volcanes en el Centro Volcánico Tauranga . [48]

Otras características importantes del TVZ incluyen los fosos Ngakuru y Ruapehu .

Nota

Área geotermal de los Cráteres de la Luna

Existe una clasificación más reciente, algo diferente, realizada por algunos de los mismos autores, que utiliza el término complejo de caldera: [26]

Panorama del lago Taupō

Véase también

Referencias

  1. ^ Waight, Tod E.; Troll, Valentin R.; Gamble, John A.; Price, Richard C.; Chadwick, Jane P. (1 de julio de 2017). "Evidencia de isótopos de Hf para aporte variable de losas y adición cortical en basaltos y andesitas de la zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda". Lithos . 284–285: 222–236. Bibcode :2017Litho.284..222W. doi :10.1016/j.lithos.2017.04.009. ISSN  0024-4937.
  2. ^ Kósik, Szabolcs; Nemeth, Karoly; Danisik, Martin; Procter, Jonathan; Schmitt, Axel; Friedrichs, Bjarne; Stewart, Robert (19 de enero de 2021). "Volcanismo silícico intracaldera, subacuático superficial a emergente, de la península de Motuoapa, zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda: nuevas limitaciones a partir del mapeo geológico, la sedimentología y la geocronología del circón". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 411 : 107180. doi :10.1016/j.jvolgeores.2021.107180. S2CID  233771486.
  3. ^ abcd Wilson, CJN; Gravley, DM; Leonard, GS; Rowland, JV (2009). "Vulcanismo en la zona volcánica central de Taupo, Nueva Zelanda: ritmo, estilos y controles". En Thordarson, T.; Larsen, G.; Self, S.; Rowland, S.; Hoskuldsson, Á. (eds.). Estudios en vulcanología: el legado de George Walker . IAVCEI Spec Pub 2. págs. 225–247. doi :10.1144/IAVCEl002.12. ISBN 978-1-86239-280-9.
  4. ^ Bonadonna, C.; Connor, CB; Houghton, BF; Connor, L.; Byrne, M.; Laing, A.; Hincks, TK (15 de marzo de 2005). "Modelado probabilístico de la dispersión de tefra: evaluación de riesgos de una erupción riolítica multifásica en Tarawera, Nueva Zelanda". Journal of Geophysical Research: Solid Earth . 110 (B3). Código Bibliográfico :2005JGRB..110.3203B. doi :10.1029/2003JB002896.
  5. ^ David, Lowe (2006). "Polynesian settle and impacts of volcanism on early Maori society" (PDF) . En Lowe, DJ (ed.). Guía para la excursión de campo "Tierra y lagos", Conferencia bienal de la Sociedad Neozelandesa de Ciencias del Suelo, Rotorua, celebrada del 27 al 30 de noviembre de 2006. Lincoln: Sociedad Neozelandesa de Ciencias del Suelo. págs. 50-55.
  6. ^ abc 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 .
  7. ^ de Lange, Willem; Moon, Vicki (2016). Generación volcánica de tsunamis: dos paleoeventos neozelandeses en movimientos de masas submarinas y sus consecuencias (PDF) . 56.
  8. ^ Dunbar, Nelia W.; Iverson, Nels A.; Van Eaton, Alexa R.; Sigl, Michael; Alloway, Brent V.; Kurbatov, Andrei V.; Mastin, Larry G.; McConnell, Joseph R.; Wilson, Colin JN (25 de septiembre de 2017). "La supererupción de Nueva Zelanda proporciona un marcador temporal para el último máximo glacial en la Antártida". Scientific Reports . 7 (1): 12238. Bibcode :2017NatSR...712238D. doi :10.1038/s41598-017-11758-0. PMC 5613013 . PMID  28947829. 
  9. ^ Milner, David M (2001). Estructura e historia eruptiva de la caldera de Rotorua, zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda (Tesis).
  10. ^ "Rotorua". Programa de vulcanismo global . Instituto Smithsoniano . Consultado el 31 de agosto de 2010 .
  11. ^ Gamble, JA; Wright, IC; Baker, JA (1993). "Geología y petrología del fondo marino en la zona de transición oceánica a continental del sistema de arco de la zona volcánica Kermadec-Havre-Taupo, Nueva Zelanda". New Zealand Journal of Geology and Geophysics . 36 (4): 417–435. doi :10.1080/00288306.1993.9514588. Archivado desde el original el 22 de noviembre de 2008.
  12. ^ Caratori Tontini, F.; Bassett, D.; de Ronde, CEJ; Timm, C.; Wysoczanski, R. (2019). "Evolución temprana de una cuenca de arco posterior joven en Havre Trough" (PDF) . Geociencia de la naturaleza . 12 (10): 856–862. Código Bib : 2019NatGe..12..856C. doi :10.1038/s41561-019-0439-y. S2CID  202580942.
  13. ^ Parson, LM; Wright, IC (1996). "La cuenca de arco posterior de Lau-Havre-Taupo: una evolución en múltiples etapas que se propaga hacia el sur desde el rifting hasta la expansión". Tectonofísica . 263 (1–4): 1–22. Código Bibliográfico :1996Tectp.263....1P. doi :10.1016/S0040-1951(96)00029-7.
  14. ^ ab Houghton, BF; Wilson, JN C; Weaver, SD; Lanphere, MA; Barclay, J (1995). "Geología de la isla Mayor". Riesgos volcánicos en la isla Mayor. [Palmerston North, Nueva Zelanda]: Ministerio de Defensa Civil. Serie de información sobre riesgos volcánicos 6. : 1–23.
  15. ^ Houghton, Bruce F.; Weaver, SD; Wilson, JN; Lanphere, MA (1992). "Evolución de un volcán peralcalino cuaternario: Isla Mayor, Nueva Zelanda". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 51 (3): 217–236. Código Bibliográfico :1992JVGR...51..217H. doi :10.1016/0377-0273(92)90124-V.
  16. ^ Price, RC; Stewart, RB; Woodhead, JD; Smith, IEM (1999). "Petrogénesis de magmas de arco de alto K: evidencia del volcán Egmont, Isla Norte, Nueva Zelanda". Journal of Petrology . 40 (1): 167–197. doi : 10.1093/petroj/40.1.167 .
  17. ^ Holden, Lucas; Wallace, L.; Beavan, J.; Fournier, Nico; Cas, Raymond; Ailleres, Laurent; Silcock, David. (28 de julio de 2015). "Deformación contemporánea del terreno en el Taupo Rift y el centro volcánico Okataina de 1998 a 2011, medida con GPS". Geophysical Journal International . 202 (3): 2082–2105. doi : 10.1093/gji/ggv243 .
  18. ^ Villamor, P.; Berryman, KR (2006). "Evolución de la terminación sur de la falla de Taupo, Nueva Zelanda". Revista de geología y geofísica de Nueva Zelanda . 49 : 23–37. doi : 10.1080/00288306.2006.9515145 .
  19. ^ ab Cole, JW; Darby, DJ; Stern, TA (1995). "Zona volcánica de Taupo y región volcánica central: estructuras de trasarco de la Isla Norte, Nueva Zelanda". En Taylor, Brian (ed.). Cuencas de trasarco: tectónica y magmatismo . Nueva York: Plenum. p. 3. ISBN 978-1-4615-1843-3.
  20. ^ Easton, Paul (15 de septiembre de 2007). "La parte central de la Isla Norte sobre una película de magma". The Dominion Post . Consultado el 16 de marzo de 2008 .
  21. ^ Heise, W.; Bibby, HM; Caldwell, TG (2007). "Imágenes de procesos magmáticos en la zona volcánica de Taupo (Nueva Zelanda) con magnetotelúricos" (PDF) . Resúmenes de investigación geofísica . 9 .01311.
  22. ^ ab Villimor, P.; Berryman, KR; Ellis, SM ; Schreurs, G.; Wallace, LM; Leonard, GS; Langridge, RM; Ries, WF (4 de octubre de 2017). "Evolución rápida de las grietas intraarco continentales relacionadas con la subducción: la grieta de Taupo, Nueva Zelanda". Tectónica . 36 (10): 2250–2272. Código Bibliográfico :2017Tecto..36.2250V. doi : 10.1002/2017TC004715 . S2CID  56356050.
  23. ^ Pank, K; Kutterolf, S; Hopkins, JL; Wang, KL; Lee, HY; Schmitt, AK (2023). "Avances en la tefrocronoestratigrafía de Nueva Zelanda utilizando sitios de perforación marina: el Neógeno". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 24 (8). e2023GC010866. doi : 10.1029/2023GC010866 .
  24. ^ Stagpoole, V; Miller, C; Caratori, Tontini F; Brakenrig, T; Macdonald, N (2021). "Una historia de dos millones de años de rifting y volcanismo de caldera impreso en una nueva compilación de anomalías gravitacionales de la zona volcánica de Taupō, Nueva Zelanda". Revista neozelandesa de geología y geofísica . 64 (2–3): 358–371. doi :10.1080/00288306.2020.1848882. S2CID  230527523.
  25. ^ Prentice, Marlena; Pittari, Adrian; Lowe, David J.; Kilgour, Geoff; Kamp, Peter JJ; Namaliu, Miriam (2022). "Vinculación de ignimbritas proximales y depósitos de tefra distales coetáneos para establecer un registro de volcanismo voluminoso del Cuaternario Temprano (2,4-1,9 Ma) del Centro Volcánico de Tauranga, Nueva Zelanda". Revista de Vulcanología e Investigación Geotérmica . 429 (107595): 107595. doi :10.1016/j.jvolgeores.2022.107595. ISSN  0377-0273. S2CID  249264293.
  26. ^ abcd Cole, JW; Spinks, KD (2009). "Volcanismo de caldera y estructura de rift en la zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda". Publicaciones especiales . 327 (1). Londres: Geological Society: 9–29. Bibcode :2009GSLSP.327....9C. doi :10.1144/SP327.2. S2CID  131562598.
  27. ^ Hiess, J; Cole, JW; Spinks, KD (2007). Basaltos con alto contenido de alúmina de la zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda: influencia de la corteza y la estructura de la corteza (PDF) . p. 36 – vía Parte de un proyecto de licenciatura de Hiess, J. (Universidad de Canterbury).
  28. ^ Houghton, BF; Nairn, IA (1 de diciembre de 1991). "Las erupciones estrombolianas y freatomagmáticas de 1976-1982 de la Isla Blanca, Nueva Zelanda: mecanismos eruptivos y deposicionales en un volcán 'húmedo'". Boletín de vulcanología . 54 (1): 25–49. Bibcode :1991BVol...54...25H. doi :10.1007/BF00278204. S2CID  128897275.
  29. ^ Cole, JW, Thordarson, T. y Burt, RM, 2000. Origen y evolución del magma del volcán White Island (Whakaari), Bahía de Plenty, Nueva Zelanda . Journal of Petrology , 41(6), págs. 867–895.
  30. ^ Moon, V., Bradshaw, J. y de Lange, W., 2009. Desarrollo geomorfológico del volcán White Island basado en modelos de estabilidad de pendientes. Ingeniería geológica , 104(1–2), págs. 16–30.
  31. ^ Jiménez, C., 2015. Sistema magmático-hidrotermal en el volcán de White Island, Isla Norte, Nueva Zelanda . en M. Calder, ed., págs. 35–46, JCU SEG Student Chapter New Zealand, North Island Field Trip 2015 Guide Book. Queensland, Australia: James Cook University SEG Student Chapter, Society of Economic Geologists, Inc.
  32. ^ Duncan, AR (1970). Petrología y petroquímica de los volcanes de andesita en la zona este de la bahía de Plenty, Nueva Zelanda (PDF) (Tesis). Universidad Victoria de Wellington, Nueva Zelanda. 362.
  33. ^ "GUÍA PARA EXCURSIONES DE CAMPO EN TERRENOS Y LAGOS". Sociedad Neozelandesa de Ciencias del Suelo. 28 de noviembre de 2006.
  34. ^ Santa Cruz, Carlos Rodolfo Corella (2023). Ciclos de subducción y su control sobre el vulcanismo hiperactivo en la zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda: tesis presentada como requisito parcial para obtener el grado de Doctor en Filosofía en Ciencias de la Tierra (Tesis). Massey University, Palmerston North, Nueva Zelanda.
  35. ^ Santa Cruz, CRC; Zellmer, GF; Stirling, CH; Straub, SM; Brenna, M; Reid, MR; Németh, K; Barr, D (1 de julio de 2023). "Procesos transcrustales y de origen que afectan las características químicas de los magmas en una zona volcánica hiperactiva". Geochimica et Cosmochimica Acta . 352 : 86–106. doi :10.1016/j.gca.2023.05.003.
  36. ^ ab Gualda, Guilherme AR; Gravley, Darren M.; Connor, Michelle; Hollmann, Brooke; Pamukcu, Ayla S.; Bégué, Florence; Ghiorso, Mark S.; Deering, Chad D. (2018). "Escalando la escalera de la corteza: evolución de la profundidad de almacenamiento del magma durante una erupción volcánica". Science Advances . 4 (10): eaap7567. doi : 10.1126/sciadv.aap7567 . PMC 6179376 . PMID  30324132. 
  37. ^ ab Doherty, Angela Louise (2009). "Erupciones de cielo azul, ¿existen? Implicaciones para el monitoreo de los volcanes de Nueva Zelanda" (PDF) . Universidad de Canterbury . Consultado el 7 de junio de 2022 .
  38. ^ Grupo de trabajo sobre riesgos volcánicos del Comité asesor científico de defensa civil, que incluye científicos del Instituto de ciencias geológicas y nucleares y de las universidades, número siete "Centro volcánico de Taupo" Archivado el 6 de octubre de 2006 en Wayback Machine.
  39. ^ Bertrand, EA; Kannberg, P.; Caldwell, TG; Heise, W.; Constable, S.; Scott, B.; Bannister, S.; Kilgour, G.; Bennie, SL; Hart, R.; Palmer, N. (2022). "Inferir las raíces magmáticas de los sistemas volcano-geotérmicos en la caldera de Rotorua y el centro volcánico de Okataina a partir de modelos magnetotelúricos". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 431 (107645): 107645. doi :10.1016/j.jvolgeores.2022.107645. ISSN  0377-0273. S2CID  251526385.
  40. ^ ab Leonard, Graham S.; Cole, Rosie P.; Christenson, Bruce W.; Conway, Chris E.; Cronin, Shane J.; Gamble, John A.; Hurst, Tony; Kennedy, Ben M.; Miller, Craig A.; Procter, Jonathan N.; Pure, Leo R.; Townsend, JDougal B.; White, James DL; Wilson, Colin JN (2 de mayo de 2021). "Estratovolcanes de Ruapehu y Tongariro: una revisión de los conocimientos actuales". Revista neozelandesa de geología y geofísica . 64 (2–3): 389–420. doi : 10.1080/00288306.2021.1909080 . hdl : 10468/11258 . S2CID  235502116.
  41. ^ "Villamor, P.; Ries, W.; Zajac, A. Estudios de riesgo del Consejo de Distrito de Rotorua: Riesgos de fallas activas. Informe de consultoría científica de GNS" (PDF) . 2010.
  42. ^ Franks, CAM; Beetham, RD; Salt, GA (1989). "Daños en el suelo y respuesta sísmica resultantes del terremoto de Edgecumbe de 1987, Nueva Zelanda". Revista de geología y geofísica de Nueva Zelanda . 32 (1): 135–44. doi : 10.1080/00288306.1989.10421397 .
  43. ^ Gómez-Vasconcelos, Martha; Villamor, Pilar; Procter, Jon; Palmer, Alan; Cronin, Shane; Wallace, Clel; Townsend, Dougal; Leonard, Graham (2018). "Caracterización de fallas como fuentes de terremotos a partir de datos geomorfológicos en el complejo volcánico de Tongariro, Nueva Zelanda". Revista de geología y geofísica de Nueva Zelanda . 62 : 131–142. doi :10.1080/00288306.2018.1548495. S2CID  134094861.
  44. ^ abc Darragh, Miles Benson (2004). Procesos eruptivos de los episodios eruptivos Okareka y Rerewhakaaitu; volcán Tarawera, Nueva Zelanda (PDF) (Tesis).
  45. ^ Holt, Katherine A.; Lowe, David J.; Hogg, Alan G.; Wallace, R. Clel (2011). "Presencia distal de tefra de Whakatane del Holoceno medio en las islas Chatham, Nueva Zelanda, y potencial para estudios de criptotefra". Quaternary International . 246 (1–2): 344–351. doi :10.1016/j.quaint.2011.06.026. hdl : 10289/5454 . ISSN  1040-6182.
  46. ^ Cole, JW (1990). "Control estructural y origen del vulcanismo en la zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda". Boletín de vulcanología . 52 (6): 445–459. Bibcode :1990BVol...52..445C. doi :10.1007/BF00268925. S2CID  129091056.
  47. ^ "Nueva Zelanda".
  48. ^ Pittari, Adrian; Prentice, Marlena L.; McLeod, Oliver E.; Zadeh, Elham Yousef; Kamp, Peter JJ; Danišík, Martin; Vincent, Kirsty A. (2021). "Inicio del entorno volcánico moderno de la Isla Norte (Nueva Zelanda): patrones espacio-temporales de vulcanismo entre 3,0 y 0,9 Ma" (PDF) . Revista de Geología y Geofísica de Nueva Zelanda . 64 (2–3): 250–272. doi :10.1080/00288306.2021.1915343. S2CID  235736318.
  49. ^ abcdefg «Grandes erupciones del Holoceno». Programa Global de Vulcanismo . Archivado desde el original el 15 de abril de 2012.
  50. ^ Newhall, Christopher G.; Dzurisin, Daniel (1988). "Disturbios históricos en las grandes calderas del mundo". Boletín del Servicio Geológico de los Estados Unidos . 1855 : 1108.Citando a Scott, BJ (1986). Gregory, JG; Watters, WA (eds.). "Evaluación de riesgos volcánicos en Nueva Zelanda: Monitoreo en el Centro Volcánico Okataina". New Zealand Geol. Surv. Rec . 10 : 49–54.
  51. ^ Centro volcánico Okataina, Nueva Zelanda
  52. ^ Nairn, IA (2002). Geología del Centro Volcánico de Okatania . Mapa geológico 25. Instituto de Ciencias Geológicas y Nucleares. pág. 156.
  53. ^ ab Hodgson, KA; Nairn, IA (agosto de 2004). "Historia de la sedimentación y el drenaje de la caldera de Haroharo y el sistema del río Tarawera, zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda" (PDF) . Publicación de operaciones 2004/03 . Environment Bay of Plenty: 7. ISSN  1176-5550. Archivado desde el original (PDF) el 22 de mayo de 2010.
  54. ^ Kósik, S.; Németh, K.; Lexa, J.; Procter, JN (2019). "Comprensión de la evolución de una erupción de fisura silícica de pequeño volumen: Complejo volcánico Puketerata, Zona volcánica Taupo, Nueva Zelanda". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 383 : 28–46. doi :10.1016/j.jvolgeores.2017.12.008. ISSN  0377-0273. S2CID  134914216.
  55. ^ Krippner, Stephen JP; Briggs, Roger M.; Wilson, Colin JN ; Cole, James W. (1998). "Petrografía y geoquímica de fragmentos líticos en ignimbritas del Centro Volcánico Mangakino: implicaciones para la composición de la corteza subvolcánica en la zona volcánica occidental de Taupo, Nueva Zelanda". Revista neozelandesa de geología y geofísica . 41 (2): 187–199. doi : 10.1080/00288306.1998.9514803 .

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