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Caldera de Whakamaru

La caldera Whakamaru se creó en una supererupción masiva hace 335.000 años y tiene un tamaño aproximado de 30 por 40 km (19 por 25 mi) y está ubicada en la Isla Norte de Nueva Zelanda . Actualmente contiene áreas geotermales activas, así como la caldera Maroa .

Geografía

La caldera Whakamaru cubre un área mayor que el volcán Taupō, más joven , que se encuentra al sur y, de hecho, sus bordes se superponen. Al norte, los centros eruptivos más recientes se han agrupado a veces como el complejo de anillos Mokai o el centro volcánico Maroa . Al noreste, contiene la caldera Maroa, que ha estado más recientemente activa , y el domo Ben Lomond se encuentra fuera del límite sur de la caldera Maroa, pero es definitivamente una característica de la caldera Whakamaru. [2] Los domos dentro de la caldera incluyen el Complejo Domo Occidental, incluyendo Pokuru que define sus fronteras noroccidentales (que probablemente se superponen con las del complejo de caldera Mangakino más antiguo ), Forest Road Dome, Puketarata (cerca de Te Pouwhakatutu, que es la última erupción de la Caldera Maroa , ahora se sabe que fue hace 11.300 ± 1.700 años), [3] [4] Ngangiho, que tiene 629 metros (2.064 pies) de altura pero es superado por Ben Lomond de 744 metros (2.441 pies), y Marotiri de 733 metros (2.405 pies) justo al oeste de Kinloch .

Geología

Las primeras erupciones pueden haber ocurrido hace medio millón de años, pero el período comprendido entre 320.000 y 340.000 años antes del presente se ha caracterizado como:

  1. Erupción del volcán Whakamaru
    • Secuencia de erupciones masivas durante menos de mil años con un VEI de 8 que produjo de 1200 a 2000 km3 ( 287,9 a 479,8 mi3) de tefra hace unos 335 000 años (330 - 340 ka). [1] [5] Esta edad en la literatura más reciente se ha movido ligeramente hacia atrás hasta 340 ± 5 ka. [6] Esta es la más grande conocida en la Zona Volcánica de Taupō y tuvo al menos tres erupciones riolíticas y una basáltica en su secuencia. [7]
    • Aunque la acumulación de magma puede haber durado más de 200.000 años, hay cada vez más pruebas de que la erupción solo fue posible durante un período que puede haber sido tan corto como 10 años a través de un rápido pulso térmico o cambio de presión. [7] [8]
    • A partir de estudios de sedimentos de núcleos marinos se sabe que depositó la tefra de Mount Curl/Rangitawa, de distribución generalizada, predominantemente al sureste (además de ocurrencias al noroeste), extendiéndose a través de la masa continental de Nueva Zelanda, y el Océano Pacífico Sur y el Mar de Tasmania . Se ha calculado que la erupción tuvo un equivalente de roca densa (DRE) de 1.500 km3 (360 mi3) y se modeló que produjo una columna pliniana de aproximadamente 45 km (28 mi) de altura. [9] En las Islas Chatham , que están a más de 900 kilómetros (560 mi) de la Caldera de Whakamaru, los depósitos tienen hasta 30 cm (12 in) de espesor. A unos 200 kilómetros (120 mi) de la fuente en la propia Nueva Zelanda, la tefra de Rangitawa tiene hasta 70 cm (28 in) de espesor [9], por lo que una gran área de la biosfera del planeta habría sido impactada.
    • Ignimbrita Whakamaru
      • Se encuentra en un área de 13.000 km2 ( 5.000 millas cuadradas) principalmente al oeste de la caldera.
      • Hasta 1 km (0,62 mi) de espesor [2]
    • Ignimbrita de Rangataiki
      • Se encuentra principalmente al este de la caldera.
  2. Erupción de Mananui (también denominada erupción de Whakamaru 2 hace unos 330.000 a 320.000 años)
    • La ignimbrita de Mananui se encuentra principalmente al oeste de la caldera.
    • La ignimbrita de Te Whaiti se encuentra principalmente al este de la caldera y es probable que pertenezca a la misma secuencia eruptiva que la de Mananui [2]
  3. La erupción de Paeroa se produjo hace 320.000 años según las dataciones anteriores [2]
    • La ignimbrita de Paeroa se encuentra principalmente al este de la caldera, [2] y está expuesta por la falla de Paeroa . Se ha vuelto a datar en 339 ± 5 ka y se la ha asignado a una zona de ventilación lineal al este de la caldera, lo que podría hacer que la ignimbrita de Whakamaru sea unos 20.000 años más antigua y podría disociar esta erupción de la caldera de Whakamaru. La cantidad total de ignimbrita que erupcionó fue de unos 110 km3 ( 26 mi3). Como puede haber estado asociada con magma residual del evento de Whakamaru, puede seguir clasificándose con la caldera de Whakamaru para los fines de este artículo. [10]
  4. Las erupciones del Cinturón de Cúpulas Occidentales
    • Estos representan magmas más jóvenes separados que se depositaron durante un período prolongado, desde hace 340.000 a 240.000 años [2].

Las erupciones de la caldera de Maroa pueden considerarse como una secuencia separada de erupciones de rholita que comenzaron hace 305.000 años y continuaron hasta hace tan solo 14.000 años: [2]

Ubicación y relaciones
Ubicación aproximada y límites de la caldera Whakamaru al norte del lago Taupō . La caldera Maroa , más reciente, está contenida en su interior y la caldera Ohakuri, que tuvo una erupción simultánea con la caldera Rotorua, se encuentra al norte. Al oeste se encuentra la caldera Mangakino, más antigua , y de hecho, el área en el mapa que muestra la separación puede no ser el caso, ya que se trata de antiguos volcanes de la antigua falla Taupō (sombreado amarillo). También se muestra la falla Taupō moderna (sombreado rojo), la falla Hauraki (sombreado violeta) y los puntos de referencia del lago Taupō y el lago Rotorua .
Mapa de depósitos volcánicos superficiales seleccionados centrados en la caldera postulada de Whakamaru (sombreado verde claro). Las ignimbritas superficiales actuales tienen varios tonos de violeta claro que son idénticos para cualquier fuente única, pero otras erupciones rompen las capas de ignimbrita. Al hacer clic en el mapa, se amplía y se permite la exploración y el desplazamiento del mouse sobre el nombre/wikilink de los depósitos volcánicos y las edades anteriores al presente para un contexto volcánico más amplio. La clave para el sombreado de otros volcánicos que se muestran (activos en el último millón de años impares) con la exploración es riolita : 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 plutónico: gris. El sombreado blanco se ha utilizado para otras calderas postuladas (generalmente subterráneas ahora).

Referencias

  1. ^ ab Froggatt, PC; Nelson, CS; Carter, L.; Griggs, G.; Black, KP (13 de febrero de 1986). "Una erupción excepcionalmente grande del Cuaternario tardío en Nueva Zelanda". Nature . 319 (6054): 578–582. Bibcode :1986Natur.319..578F. doi :10.1038/319578a0. S2CID  4332421 . Consultado el 15 de mayo de 2022 .
  2. ^ abcdefg Leonard, Graham S. (2003). La evolución del Centro Volcánico Maroa, Zona Volcánica Taupo, Nueva Zelanda (Tesis). Universidad de Canterbury . Consultado el 15 de mayo de 2022 .
  3. ^ ab Kósik, S; Hasegawa, T; Danišík, M; Németh, K; Okada, M; Friedrichs, B; Schmitt, AK (12 de julio de 2023). "Restricciones multimétodo sobre la edad y la escala temporal de las erupciones silícicas de pequeño volumen del complejo volcánico Puketerata, zona volcánica Taupō, Nueva Zelanda". Tierra, planetas y espacio . 75 (107). doi : 10.1186/s40623-023-01861-0 .
  4. ^ ab Brooker, MR; Houghton, BF; Wilson, CJN; Gamble, JA (1993). "Fases piroclásticas de una erupción que forma un domo riolítico: anillo de toba de Puketarata, zona volcánica de Taupo, Nueva Zelanda". Boletín de vulcanología . 55 (6): 395–406. Bibcode :1993BVol...55..395B. doi :10.1007/BF00301999. S2CID  129649708.
  5. ^ Bryan, Scott E.; Teal R. Riley; Dougal A. Jerram; Christopher J. Stephens; Philip T. Leat (2002). "Vulcanismo silícico: un componente infravalorado de grandes provincias ígneas y márgenes volcánicos fracturados" (PDF) . Geological Society of America (Documento especial 362) . Consultado el 15 de mayo de 2022 .
  6. ^ Kidd, Maia Josephine (2021). Evolución del paisaje en terrenos de ignimbrita: un estudio de la meseta de Mamaku, zona volcánica de Taupō, Nueva Zelanda - Tesis de maestría, Universidad de Canterbury (PDF) (Tesis).
  7. ^ ab Saunders, KE; Morgan, DJ; Baker, JA; Wysoczanski, RJ (2010). "La evolución magmática de la supererupción de Whakamaru, Nueva Zelanda, limitada por un estudio microanalítico de plagioclasa y cuarzo del volcán Whakamaru" (PDF) . Revista de petrología . 51 (12): 2465–2488. doi : 10.1093/petrology/egq064 . Consultado el 15 de mayo de 2022 .
  8. ^ Matthews, NE; Pyle, DM; Smith, VC; Wilson, CJN; Huber, C.; van Hinsberg, V. (2011). "Zonificación de cuarzo y la evolución preeruptiva de los sistemas de magma de Whakamaru de ~340 ka, Nueva Zelanda". Contrib Mineral Petrol . 163 : 87–107. doi :10.1007/s00410-011-0660-1. S2CID  56013301.
  9. ^ ab Matthews, Naomi; Costa, Antonio; Smith, Victoria; Pyle, David; Durant, A. (2012). "Depósitos de tefra ultradistales de supererupciones: ejemplos de Toba y Nueva Zelanda". Quaternary International . 258 : 54–79. doi :10.1016/j.quaint.2011.07.010.
  10. ^ Downs, DT; Wilson, CJN; Cole, JW; Rowland, JV; Calvert, AT; Leonard, GS; Keall, JM (2014). "Edad y centro eruptivo de las ignimbritas del subgrupo Paeroa (grupo Whakamaru) dentro de la zona volcánica de Taupo de Nueva Zelanda". Boletín . 126 (9–10): 1131–1144. doi :10.1130/B30891.1.
  11. ^ 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.