El vulcanismo de Nueva Zelanda ha sido responsable de muchas de las características geográficas del país, especialmente en la Isla Norte y las islas periféricas del país .
Si bien el vulcanismo de la tierra se remonta a antes de que el microcontinente Zealandia se separara de Gondwana hace entre 60 y 130 millones de años, la actividad continúa en la actualidad con pequeñas erupciones que ocurren cada pocos años. Esta actividad reciente se debe principalmente a la posición del país en el límite entre las placas indoaustraliana y del Pacífico , una parte del Cinturón de Fuego del Pacífico y, en particular, a la subducción de la placa del Pacífico bajo la placa indoaustraliana.
Las rocas de Nueva Zelanda registran ejemplos de casi todo tipo de vulcanismo observado en la Tierra, incluidas algunas de las erupciones más grandes del mundo en tiempos geológicamente recientes.
Ninguno de los volcanes de la Isla Sur está activo.
Nueva Zelanda ha sido escenario de muchas grandes erupciones explosivas durante los últimos dos millones de años, incluidas varias del tamaño de un supervolcán . [1] Estas incluyen erupciones de la isla Macauley y las calderas de Taupō , Whakamaru , Mangakino , Reporoa , Rotorua y Haroharo .
Dos erupciones relativamente recientes del volcán Taupō son quizás las más conocidas. Su erupción de Oruanui fue la erupción más grande conocida del mundo en los últimos 70.000 años, con un índice de explosividad volcánica (VEI) de 8. Ocurrió hace unos 26.500 años y depositó aproximadamente 1.200 km3 de material. [2] [3] La tefra de la erupción cubrió gran parte del centro de la Isla Norte con ignimbrita hasta 200 metros (650 pies) de profundidad, y la mayor parte de Nueva Zelanda se vio afectada por la caída de cenizas , con incluso una capa de ceniza de 18 cm (7 pulgadas) que quedó en las islas Chatham , a 1.000 km (620 mi) de distancia. La erosión y sedimentación posteriores tuvieron efectos duraderos en el paisaje, haciendo que el río Waikato se desplazara desde las llanuras de Hauraki a su curso actual a través del Waikato hasta el mar de Tasmania . [4] El lago más grande de Nueva Zelanda, el lago Taupō , llena la caldera formada en esta erupción.
La erupción más reciente de Taupō , la erupción de Taupō o Hatepe , tuvo lugar alrededor del año 232 d. C. y es la erupción más grande de Nueva Zelanda desde Oruanui. [5] Expulsó unos 120 km3 de material (clasificación 7 en la escala VEI), [6] con alrededor de 30 km3 expulsados en solo unos minutos. Se cree que la columna de erupción tuvo 50 kilómetros (31 millas) de altura, el doble de alta que la columna de erupción del Monte Santa Helena en 1980. Esto la convierte en una de las erupciones más violentas de los últimos 5000 años (junto con la erupción Tianchi de Baekdu alrededor del año 1000 y la erupción de Tambora en 1815 ). La ceniza resultante tiñó de rojo el cielo sobre Roma y China. [7]
La erupción del monte Tarawera alrededor de 1310 d. C., aunque no fue tan grande, fue sustancial, ya que produjo 2,5 km3 de lava y 5 km3 de tefra (VEI 5). [8] Debido a que sus depósitos, que se extienden desde Gisborne hasta la Bahía de las Islas , se emplazaron en la época en que los maoríes se establecieron permanentemente en Nueva Zelanda, han proporcionado un marcador arqueológico útil. Tarawera entró en erupción nuevamente el 10 de junio de 1886 , arrojando cenizas y escombros sobre 16 000 km2 ( 6200 millas cuadradas), destruyendo las Terrazas Rosadas y Blancas y tres aldeas, incluida Te Wairoa , y cobrándose la vida de quizás 120 personas. [9] Aproximadamente 2 km3 de tefra entraron en erupción (VEI 5). [8]
Además de los efectos directos de las explosiones, la lava y los flujos piroclásticos , los volcanes plantean diversos peligros para la población de Nueva Zelanda, como tsunamis , inundaciones y lahares provocados por lagos represados por volcanes, caída de cenizas y otros efectos de campo lejano.
Por ejemplo, el desastre de Tangiwai se produjo el 24 de diciembre de 1953, cuando el puente ferroviario de Tangiwai sobre el río Whangaehu se derrumbó a causa de un lahar en plena crecida, justo antes de que un tren expreso estuviera a punto de cruzarlo. El tren no pudo detenerse a tiempo y murieron 151 personas. Esto fue causado en última instancia por la erupción del Ruapehu en 1945, que había vaciado el lago del cráter y había represado la salida con tefra.
El 8 de diciembre de 2019 se produjo una erupción del estratovolcán Whakaari/White Island mientras había un grupo de 47 visitantes en la isla. Veintidós personas murieron, ya sea en la explosión o por las heridas sufridas, incluidas dos cuyos cuerpos nunca fueron encontrados y luego fueron declarados muertos. Otras 25 personas sufrieron heridas, la mayoría de las cuales necesitaron cuidados intensivos por quemaduras graves. [10]
Los efectos pueden ser generalizados incluso en el caso de erupciones de tamaño moderado. Las columnas de ceniza de la erupción del volcán Ruapehu en 1996 obligaron al cierre de once aeropuertos, incluido el Aeropuerto Internacional de Auckland . [11]
La Comisión de Terremotos del país ofrece seguro contra daños volcánicos (junto con otros desastres naturales) .
Los maoríes tenían muchos mitos y leyendas sobre las montañas volcánicas de la tierra. Quizás el más conocido se refiere a las ubicaciones relativas de Taranaki , Tongariro y Pihanga . Se sostiene que los dos primeros volcanes nombrados compitieron por el amor de la hermosa Pihanga y, después de que Tongariro triunfara, el derrotado Taranaki se mudó a su ubicación solitaria cerca de New Plymouth .
Otra leyenda relata las hazañas de Ngātoro-i-rangi , un tohunga (sacerdote) que llegó de la patria ancestral maorí, Hawaiki, en la Arawa waka (canoa). Viajando hacia el interior y luego mirando hacia el sur desde el lago Taupō , decidió escalar las montañas que vio allí. Llegó y comenzó a escalar la primera montaña junto con su esclavo Ngāuruhoe, que había estado viajando con él, y llamó a la montaña Tongariro (el nombre significa literalmente 'mirando hacia el sur'), tras lo cual los dos fueron vencidos por una ventisca llevada por el frío viento del sur. Cerca de la muerte, Ngātoro-i-rangi llamó a sus dos hermanas, Kuiwai y Haungaroa, que también habían venido de Hawaiki pero permanecieron en Whakaari / Isla Blanca , para que le enviaran fuego sagrado, que habían traído de Hawaiki. Así lo hicieron, enviando el fuego en forma de dos taniwha (espíritus poderosos) llamados Te Pupu y Te Haeata por un pasaje subterráneo hasta la cima de Tongariro. Las huellas de estos dos taniwha formaron la línea de fuego geotérmico que se extiende desde el Océano Pacífico y debajo de la Zona Volcánica de Taupō, y se ve en los numerosos volcanes y fuentes termales que se extienden desde Whakaari hasta Tokaanu y hasta el macizo de Tongariro. El fuego llegó justo a tiempo para salvar a Ngātoro-i-rangi de morir congelado, pero Ngāuruhoe ya había muerto cuando Ngātoro-i-rangi se volvió para darle el fuego. Por esta razón, el agujero por el que ascendió el fuego, el cono activo de Tongariro, ahora se llama Ngauruhoe.
Las erupciones en la Isla Norte, como la erupción del monte Tarawera causada por el Kaharoa en 1314, se han utilizado para ayudar a determinar la fecha aproximada de llegada de los primeros colonos polinesios, alrededor de 1280. Se han encontrado huellas fosilizadas de colonos polinesios de quizás segunda o tercera generación en cenizas volcánicas en islas del golfo de Hauraki.
Consulte los artículos principales anteriores porque, como ya se mencionó, casi todos los tipos de vulcanismo observados en la Tierra se encuentran en Nueva Zelanda. Para el vulcanismo intrusivo histórico, consulte la sección sobre vulcanismo más antiguo a continuación. Hay buena evidencia de actividad de vulcanismo intrusivo continua en el centro de la Isla Norte. [12] [13] [5] Se ha datado un plutón diorítico grande y bastante reciente del orden de 550.000 años de antigüedad a partir de núcleos de perforación allí. [14]
Si bien hay restos de actividad volcánica en la mayor parte de Nueva Zelanda, hay varias áreas donde son más evidentes y en algún lugar la actividad continúa. Desde la última actividad de Taranaki en 1854, todas las erupciones han ocurrido en la zona volcánica de Taupō o el arco de Kermadec. [15]
Las islas Kermadec son un arco de islas volcánicas activas que se extienden de norte a noreste desde la Isla Norte de Nueva Zelanda hacia Tonga. Si bien solo unos pocos volcanes en el arco son lo suficientemente altos como para formar islas, incluye alrededor de 30 volcanes submarinos de gran tamaño , muchos de ellos en los montes submarinos de la cordillera Kermadec Sur , en el extremo neozelandés de la cadena. La isla más grande, la isla Raoul , produjo una gran erupción hace unos 2200 años con un índice de volcanes de 6. [16] Su actividad ha continuado de manera intermitente desde entonces, y su última erupción ocurrió en 2006. [17]
La región de Northland contiene dos campos volcánicos recientemente activos , uno centrado alrededor de Whangarei , [18] y el otro es el campo volcánico Kaikohe-Bay of Islands . [19] La última actividad en el campo Kaikohe-Bay of Islands, hace alrededor de 1300 a 1800 años, creó cuatro conos de escoria en Te Puke (cerca de Paihia ). [19]
Anteriormente, durante el Mioceno , un arco volcánico principalmente andesítico atravesaba Northland y las regiones vecinas (incluida la cordillera de los Tres Reyes y el norte de la península de Coromandel), con cinturones occidental y oriental activos entre hace 25 y 15 millones de años y hace 23 y 11 millones de años respectivamente. [21] Aunque esto produjo importantes edificios volcánicos, incluido el estratovolcán más grande conocido de Nueva Zelanda , el volcán Waitakere , [22] la mayoría de estos han sido erosionados, enterrados o sumergidos, especialmente en el oeste, donde una serie de volcanes enterrados en alta mar se extienden hacia el sur casi hasta Nueva Plymouth . Esto se llama el cinturón volcánico Northland-Mohakatino. [23] Los restos de estos dos antiguos cinturones volcánicos aún están expuestos en muchos lugares, incluidos Whangarei Heads , las islas Hen y Chickens , alrededor del puerto de Whangaroa , el bosque de Waipoua y las cordilleras Waitākere .
El campo volcánico basáltico de Auckland es un campo volcánico monogénico que se encuentra debajo de gran parte del área metropolitana de Auckland . Los numerosos respiraderos del campo han producido una variedad diversa de cráteres de explosión, conos de escoria y flujos de lava . El más grande y más reciente es Rangitoto en el golfo de Hauraki , que entró en erupción por última vez hace 600 a 700 años. Actualmente inactivo , es probable que el campo entre en erupción nuevamente dentro de los próximos "cientos a miles de años" (según eventos pasados), un período de tiempo corto en términos geológicos. [24] Sin embargo, los residentes de Auckland enfrentan un mayor peligro por parte de los volcanes más al sur. [24]
Se cree que los volcanes de Auckland son el último producto de una fuente de magma inusual relacionada con la tectónica local que no es un punto caliente clásico , ya que los campos volcánicos anteriores están al sur, lo opuesto a lo que se espera del movimiento de la placa australiana sobre una fuente de penacho del manto estacionario. [25]
Hace entre 2,7 y 0,5 millones de años entraron en erupción tres campos volcánicos que migraron hacia el norte desde el monte Pirongia hasta las colinas de Bombay . El primero de estos campos formó los volcanes de Alexandra [26] , que se distinguen por grandes conos volcánicos toleíticos de arco , pero tenían asociados los volcanes de Okete , que tradicionalmente eran más alcalinos y oxidados y estaban en el patrón de campo volcánico monogenético visto en los campos posteriores. La distinción entre los volcanes de Alexandra y Okete no es necesariamente clara y todavía se está estudiando. Las rocas del grupo volcánico de Alexandra (principalmente basalto) cubren unos 450 km2 que suman 55 km3 de al menos 40 respiraderos. El monte Pirongia y el monte Karioi son parte del lineamiento principal del grupo. [27] Los campos posteriores son los más pequeños, los volcanes de Ngatutura , que comprenden unos 16 volcanes al sur de Port Waikato en la costa oeste y el campo volcánico de South Auckland con más de 80 volcanes. [28] Se considera que el cuerpo de magma que creó el campo volcánico de Auckland también estuvo relacionado con estos derrames. A diferencia de los puntos calientes típicos, como el que se encuentra debajo de Hawái , no parece haberse quedado quieto, sino que está migrando hacia el norte a un ritmo más rápido que la placa indoaustraliana circundante. Su movimiento se ha explicado como la punta de una grieta que se propaga producida por la torsión de la corteza de la Isla Norte. [29] [25]
La extinta Zona Volcánica de Coromandel (ZVC) era un arco volcánico que se extendía desde la Isla Gran Barrera en el norte, a través de la península de Coromandel , hasta Tauranga y las cordilleras del sur de Kaimai en el sur. La actividad comenzó en el norte hace unos 18 millones de años, y fue principalmente andesítica hasta hace unos 9-10 millones de años, cuando cambió a un patrón bimodal basáltico/riolítico. Los centros eruptivos migraron gradualmente hacia el sur, [31] donde hicieron la transición a una actividad temprana en la Zona Volcánica de Taupō. La actividad posterior en la ZVC y su interfaz con la Zona Volcánica de Taupō está oscurecida por eventos posteriores y no se entiende completamente, pero continuó en el sur hasta quizás hace 1,5 millones de años en el Centro Volcánico de Tauranga . [32] Junto con la extinta dorsal submarina de Colville , la ZVC formó un precursor de la Zona Volcánica de Taupō y la dorsal de Kermadec modernas. [33]
La isla Mayor/Tūhua es un volcán en escudo peralcalino con una caldera formada en parte en una gran erupción hace unos 7000 años. Ha exhibido muchos estilos eruptivos, y su última erupción puede haber ocurrido hace solo 500 a 1000 años. [34] El nombre maorí de la isla, Tuhua , se refiere a la obsidiana que encontraron en la isla y que apreciaban por su filo afilado.
Con unos 350 kilómetros de largo por 50 kilómetros de ancho, la Zona Volcánica de Taupō (TVZ) es el área más productiva del mundo de actividad volcánica silícica reciente, [35] con la mayor concentración de volcanes riolíticos jóvenes. [36] El monte Ruapehu marca su extremo suroccidental y continúa hacia arriba a través de Ngauruhoe , Tongariro , el lago Taupō , las calderas de Whakamaru, Mangakino, Maroa, Reporoa y Rotorua , el complejo volcánico de Okataina (incluido el monte Tarawera ) y 85 kilómetros más allá de Whakaari / Isla Blanca hasta el monte submarino Whakatāne . La TVZ también contiene numerosos volcanes más pequeños, junto con géiseres y áreas geotérmicas . Las erupciones volcánicas comenzaron aquí hace unos dos millones de años, y las erupciones silícicas comenzaron hace unos 1,55 millones de años, cuando la actividad se desplazó al sureste desde la Zona Volcánica de Coromandel. [32]
El vulcanismo en la región de Taranaki ha migrado hacia el sureste durante los últimos dos millones de años. Comenzó en las islas Sugar Loaf , cerca de New Plymouth , y luego se trasladó a Kaitake (hace 580.000 años) y Pouakai (hace 230.000 años) antes de crear el gran estratovolcán llamado Monte Taranaki (antiguo nombre Monte Egmont), que entró en erupción por última vez en 1854, y su respiradero satélite, Fanthams Peak. [37] Esta migración hacia el sureste es la continuación de la actividad de 25 millones de años del Cinturón Volcánico Northland-Mohakatino que se extiende principalmente bajo el actual Mar de Tasmania desde el oeste de Northland hasta el Monte Taranaki . [23]
Las partes más altas de las islas Chatham están formadas por roca volcánica que tiene hasta 81 millones de años, aunque los flujos de lava en la costa norte de la isla Chatham datan de hace solo unos cinco millones de años. [38]
La península de Banks comprende los restos erosionados de dos grandes estratovolcanes, Lyttelton, que se formó primero, y Akaroa. Estos se formaron por vulcanismo intraplaca a través de la corteza continental hace aproximadamente once a ocho millones de años ( Mioceno ). La península se formó como islas en alta mar, con volcanes que alcanzaban unos 1.500 m sobre el nivel del mar. Dos cráteres dominantes se erosionaron y luego se inundaron, para formar los puertos de Lyttelton y Akaroa . La parte del borde del cráter que se encuentra entre el puerto de Lyttelton y la ciudad de Christchurch forma Port Hills .
Los pequeños volcanes de basalto subalcalino a andesita basáltica de Surtsey en la plataforma continental sumergida formaron lo que históricamente se denominó el grupo volcánico Waiareka-Deborah y ahora se llama el campo volcánico Waiareka-Deborah en el área alrededor de Oamaru hace alrededor de 35 a 30 millones de años. [39] [40] Un campo volcánico monogenético de erupciones de composición más alcalina, con características superficiales más fuertes, ya que son más jóvenes, se extiende al norte de Dunedin superponiéndose al campo volcánico Waiareka-Deborah del sur, y estos volcanes ahora se han caracterizado como parte del grupo volcánico de Dunedin . [41]
El enjambre de diques alpinos de intuición volcánica tuvo lugar hace unos 25 millones de años y está situado cerca del lago Wānaka en los Alpes del Sur . [42]
El volcán Dunedin se formó durante el Mioceno, comenzando con erupciones basálticas en la península de Otago , y es el volcán más grande del gran grupo volcánico Dunedin . [41] Se formaron grandes estructuras de ventilación central y luego grandes domos, con agua de mar interactuando explosivamente con el magma submarino en erupción. [43]
Las islas Solander , una pequeña cadena de islotes deshabitados cerca del extremo occidental del estrecho de Foveaux , son las partes emergentes de un gran volcán andesítico extinto que entró en erupción por última vez hace unos 50.000 a 150.000 años. [44] Causado por la subducción de la placa australiana debajo de la placa del Pacífico, es el único volcán asociado con esta zona de subducción que sobresale sobre el mar. [45] [46]
La mayoría de las islas subantárticas ampliamente separadas de Nueva Zelanda son principalmente de origen volcánico, incluidas la isla Auckland , la isla Campbell/Motu Ihupuku y la isla Antípodas . [38] Estos son principalmente volcanes intraplaca del Mioceno con edades que disminuyen hacia el noreste, aunque la isla Antípodas puede haber estado activa durante los últimos 20.000 años.
También se encuentran restos más antiguos de vulcanismo en varios lugares de Nueva Zelanda. Por lo general, se formaron cuando Nueva Zelanda todavía formaba parte del supercontinente Gondwana o mientras Zealandia se separaba del resto de Gondwana, aunque algunos se han emplazado en su entorno actual más recientemente. (Nueva Zelanda es la parte principal del microcontinente sumergido de Zealandia que actualmente emerge sobre el mar).
Una banda de intrusiones graníticas que cubre más de 10.000 km2 , el Batolito Mediano, se extiende desde la isla Stewart/Rakiura a través de Fiordland , y nuevamente a través de la Costa Oeste y Nelson después de la interrupción por la Falla Alpina . Esto se produjo entre 375 y 105 millones de años atrás en el curso del vulcanismo relacionado con la subducción en una larga cadena montañosa a lo largo de la costa de Gondwana similar a los Andes actuales. También se encuentran dos batolitos más , los batolitos de Karamea-Paparoa y Hohonu, en la Costa Oeste.
Los flujos de lava basáltica, diques y toba de erupciones de fisuras entre hace 100 y 66 millones de años, durante la separación de Zealandia de Gondwana, se encuentran en Marlborough , la costa oeste y en alta mar más al oeste. Las intrusiones ultramáficas se encuentran en Marlborough y el norte de Canterbury , incluso en la cumbre de Tapuae-o-Uenuku , la montaña más alta del país fuera de los Alpes del Sur . [47] Los volcanes del Monte Somers que entraron en erupción hace entre 100 y 80 millones de años se extienden hasta la península de Banks, pero están enterrados allí en su mayoría por vulcanismo más reciente.
Los depósitos de ignimbrita riolítica [48] y toba encontrados en Otago en Shag Point/Matakaea y en las montañas Kakanui , que originalmente fueron datados en el rango de 107 a 101 millones de años atrás [49], ahora están datados en 112 ± 0,2 millones de años atrás y, por lo tanto, es probable que provengan de un gran evento único. [50]
La meseta de Hikurangi es una meseta oceánica en la placa del Pacífico que se adhirió a la dorsal de Chatham después de haber sido subducida parcialmente bajo ella y que ahora se encuentra en proceso de subducción bajo la Isla Norte . Es probable que se haya formado en uno de los mayores derrames volcánicos del mundo, el gran evento Ontong Java .
Las ofiolitas , depósitos volcánicos del fondo del océano, se han incorporado al basamento continental de Nueva Zelanda en el cinturón ofiolítico de Dun Mountain, que se encuentra en ambos extremos de la Isla Sur y en Northland.
