El lago Taupō , en el centro de la Isla Norte de Nueva Zelanda , llena la caldera del volcán Taupō , un gran supervolcán riolítico . Este enorme volcán ha producido dos de las erupciones más potentes del mundo en tiempos geológicamente recientes.
El volcán se encuentra en la zona volcánica de Taupō , dentro del rift de Taupō , una región de actividad volcánica que se extiende desde Ruapehu en el sur, a través de los distritos de Taupō y Rotorua , hasta Whakaari/Isla Blanca , en la Bahía de Plenty .
Taupō comenzó a hacer erupción hace unos 300.000 años. Las principales erupciones que todavía afectan al paisaje circundante son la erupción dacítica del monte Tauhara hace 65.000 años, la erupción de Oruanui hace unos 25.500 años, [2] [a] que es responsable de la forma de la caldera moderna, y la erupción de Hatepe , que data del 232 ± 10 d. C. [5] [6] Ha habido muchas más erupciones, con algunas importantes cada mil años aproximadamente (ver la cronología de los últimos 10.000 años de erupciones). [7] [8] [9] La erupción de Oruanui en particular destruyó u ocultó mucha evidencia de actividad eruptiva previa. [10] : 5
El volcán Taupō no ha entrado en erupción durante aproximadamente 1.800 años; sin embargo, con una investigación que comenzó en 1979 y se publicó en 2022, los datos recopilados durante el período de 42 años muestran que el volcán Taupō está activo con períodos de agitación volcánica y lo ha estado durante algún tiempo. [11] Algunos volcanes dentro de la zona volcánica de Taupō han entrado en erupción más recientemente. El monte Tarawera tuvo una erupción VEI-5 moderadamente violenta en 1886 , y Whakaari/White Island está activo con frecuencia, entrando en erupción más recientemente en diciembre de 2019. Los estudios geológicos publicados en 1888 después de la erupción del monte Tarawera plantearon por primera vez la posibilidad de que hubiera un volcán debajo del lago Taupō, en lugar de los volcanes más obvios cerca del monte Tongariro , para explicar la fuente probable de los extensos depósitos de piedra pómez superficiales del centro de la Isla Norte . [12]
El volcán Taupō hace erupción de riolita , un magma viscoso , con un alto contenido de sílice , una característica asociada con la porción media de la zona volcánica de Taupō dentro del rift de Taupō. Se trata de un rift intraarco en la parte oriental de la placa australiana continental , resultante de una convergencia oblicua con la placa del Pacífico en la zona de subducción de Hikurangi . [13] En esta región, la discontinuidad de Moho comienza a unos 25-30 km (16-19 mi) debajo de la superficie más allá de los límites del moderno rift de Taupō al oeste y al este, pero hay un área de fuerte contraste en la velocidad sísmica a 16 nudos (30 km/h; 18 mph) de profundidad que se postula que se debe a la corteza intrusa desde donde evoluciona el magma de alimentación. [13] Los estudios muestran grandes áreas de fusión parcial por debajo de los 10 km (6,2 mi) con una transición de roca frágil a dúctil aproximadamente a 6-8 km (3,7-5,0 mi) debajo de la superficie. [13] Por razones aún desconocidas, posiblemente asociadas con la alta tasa actual de propagación de rift y la subducción reciente de la meseta de Hikurangi, esta área es muy productiva en su vulcanismo superficial. [13]
Si el magma no contiene mucho gas, la riolita tiende a formar simplemente un domo de lava , y este tipo de erupciones son más comunes. Sin embargo, cuando se mezcla con gas o vapor , las erupciones riolíticas pueden ser extremadamente violentas. El magma se espumea y forma piedra pómez y ceniza , que se expulsa con gran fuerza. Estas erupciones tienden a ocurrir antes en cualquier ciclo eruptivo determinado.
Si el volcán crea una columna estable , en lo alto de la atmósfera , la piedra pómez y la ceniza son arrastradas hacia los lados y acaban cayendo al suelo, cubriendo el paisaje como si fuera nieve.
Si el material expulsado se enfría más rápidamente y se vuelve más denso que el aire, no puede ascender tan alto y de repente colapsa de nuevo al suelo, formando un flujo piroclástico , que golpea la superficie como el agua de una cascada y se extiende lateralmente por el terreno a una velocidad enorme. Cuando la piedra pómez y la ceniza se asientan, están lo suficientemente calientes como para adherirse entre sí y formar una roca llamada ignimbrita . Los flujos piroclásticos pueden viajar cientos de kilómetros por hora.
Anteriormente se produjeron erupciones de ignimbrita más al norte que Taupō. Algunas de ellas fueron enormes, y dos erupciones hace alrededor de 1,25 y 1,0 millones de años fueron lo suficientemente grandes como para generar una capa de ignimbrita que cubrió la Isla Norte desde Auckland hasta Napier .
Si bien Taupō ha estado activo durante unos 300.000 años, las erupciones explosivas han sido más típicas en los últimos 42.000 años. [14] : 108
La erupción de Oruanui (también conocida como el evento Kawakawa) [16] : 118 del volcán Taupō fue la erupción más grande conocida del mundo en los últimos 70.000 años, con un índice de explosividad volcánica de 8. Ocurrió hace unos 25.500 años [a] y generó aproximadamente 430 km 3 (100 mi3) de depósitos de caída piroclástica , 320 km 3 (77 mi3) de depósitos de corriente de densidad piroclástica (PDC) (principalmente ignimbrita ) y 420 km 3 (100 mi3) de material intracaldera primario, equivalente a 530 km 3 (130 mi3) de magma . [17] [15] [18]
El moderno lago Taupō llena parcialmente la caldera generada durante esta erupción.
La tefra de la erupción cubrió gran parte del centro de la Isla Norte con ignimbrita hasta 200 m (660 pies) de profundidad. La(s) erupción(es) de ignimbrita posiblemente no fueron tan poderosas como la de la erupción posterior de Hatepe, pero el impacto total de esta erupción fue algo mayor. La mayor parte de Nueva Zelanda se vio afectada por la caída de cenizas, con una capa de ceniza de 18 cm (7,1 pulgadas) que quedó incluso en las islas Chatham , a 850 km (530 mi) de distancia, que incluía diatomeas de sedimentos del lago erupcionado. [19] : 2 La erosión y sedimentación posteriores tuvieron efectos duraderos en el paisaje y provocaron que el río Waikato se desplazara de las llanuras de Hauraki a su curso actual a través del Waikato hasta el mar de Tasmania .
La erupción de Hatepe (también conocida como erupción de la Unidad Y del Arrecife de Taupō o Horomatangi) representa la erupción importante más reciente del volcán de Taupō y ocurrió hace unos 1.800 años. Fue la erupción más poderosa del mundo en los últimos 5.000 años. [20] [21] El tipo de erupción que ocurrió es el de peligro volcánico más extremo debido a la alta movilidad y contenido de calor de los flujos piroclásticos . [16] : 129 Se ha afirmado que tuvo una liberación de energía equivalente a aproximadamente 150 ± 50 megatones de TNT. [16] : 129
La erupción pasó por varias etapas que se redefinieron en 2003 con al menos tres respiraderos separados: [16] : 122–124
El flujo piroclástico principal devastó el área circundante, trepando más de 1500 m (4900 pies) para sobrepasar las cercanas cordilleras Kaimanawa y el monte Tongariro , y cubriendo la tierra dentro de 80 ± 10 km (49,7 ± 6,2 mi) con ignimbrita desde Rotorua hasta Waiouru . [14] : 129 Solo Ruapehu fue lo suficientemente alto como para desviar el flujo. [14] : 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. [14] : 225 Los valles se llenaron de ignimbrita, nivelando la forma de la tierra.
Toda la vegetación de la zona quedó arrasada. Los depósitos de piedra pómez y cenizas sueltas formaron lahares en todos los ríos principales.
La erupción amplió aún más el lago, que se había formado después de la erupción mucho más grande de Oruanui. Sus nuevos depósitos también crearon brevemente otro gran lago al norte del volcán Taupō que se extendió hasta la caldera Reporoa que, a su debido tiempo, estalló en el valle del río Waikato y liberó en un corto período 2,5 km3 ( 0,60 mi3) de agua. [24] : 109 La salida anterior del lago Taupō fue bloqueada, elevando el lago 35 m (115 pies) por encima de su nivel actual, [16] hasta que poco después de la primera inundación más pequeña, estalló en una gran inundación, que liberó alrededor de 20 km3 ( 4,8 mi3) de agua. [25] : 327 [24] : 109
Se han dado muchas fechas para la erupción de Hatepe. Una fecha estimada fue 181 d. C. a partir de núcleos de hielo en Groenlandia y la Antártida . [26] Es posible que los fenómenos meteorológicos descritos por Fan Ye en China y por Herodian en Roma [27] se debieran a esta erupción, lo que daría una fecha de exactamente 186. [28] Sin embargo, la ceniza de la actividad volcánica normalmente no cruza hemisferios, [29] y la datación por radiocarbono de R. Sparks ha fijado la fecha en 233 d. C. ± 13 (95% de confianza). [30] Un artículo de 2011 sobre el emparejamiento de ondas de 14 C dio la fecha 232 ± 5 d. C. [5] Una revisión de 2021 basada en cinco fuentes informa 232 ± 10 d. C. [6]
Nueva Zelanda estaba despoblada en ese momento , por lo que los humanos más cercanos habrían estado en Australia y Nueva Caledonia, a más de 2.000 kilómetros (1.200 millas) al oeste y noroeste.
Los estudios de composición sugieren que el volcán Taupō ha tenido respiraderos históricos al sur y al norte del lago actual, y la actividad sísmica reciente se extiende más allá del lago hacia el norte y el sur. [10] : 15–19 Al norte, el límite con la caldera de Maroa está mal definido, pero la mayor parte de la actividad sísmica probablemente esté relacionada con estructuras relacionadas con esta caldera. Si bien los estudios han identificado un respiradero de composición Taupō a 20 km (12 mi) al norte del lago Taupō, esto presumiblemente resultó de una extrusión de dique hace unos 26.000 años. [10] : Fig. 2b La actividad reciente al norte del lago se asigna en términos de cuerpos de magma, al volcán Poihipi bajo Wairakei . [10] : 16–17 [actualizar] Es posible que a partir de 2024 Taupō se encuentre en un estado de inestabilidad interna que sea susceptible a la activación dinámica por terremotos tectónicos, ya que el terremoto de Kaikōura de 2016 desencadenó un evento de deformación en la parte noroeste del volcán sin que se observaran eventos sísmicos o de deformación en volcanes más cercanos al epicentro de ese terremoto. [31] : 5. Discusión
Desde mayo hasta diciembre de 2022 hubo un aumento de la actividad sísmica con hundimientos de las orillas del lago e inundaciones debido a un pequeño tsunami y deformación del suelo . [32] El nivel de alerta volcánica del volcán Taupō se elevó al nivel de alerta volcánica 1 (agitación volcánica menor) el 20 de septiembre de 2022. [33]
Si bien no se ha registrado ningún evento eruptivo presenciado en Taupō, ha habido diecisiete episodios de actividad volcánica desde 1872, siendo los más recientes en 2019 y 2022-2023. [6] Esto se manifestó como enjambres de actividad sísmica y deformación del suelo dentro de la caldera. Se estima que el depósito de magma actual tiene un volumen de al menos 250 km3 ( 60 millas cúbicas) y una fracción de fusión de >20%–30%. [6]
Entre mayo de 1922 y enero de 1923 se produjeron varios miles de terremotos, el más grave de los cuales alcanzó una magnitud de 6, lo que provocó el derrumbe de chimeneas. Los acontecimientos fueron mal informados a nivel internacional, lo que provocó evacuaciones voluntarias y una caída del turismo en Taupō y Rotorua. Una fuente de San Francisco informó incorrectamente que se habían producido 60 muertes, cuando no había habido ninguna. En consecuencia, el gobierno nombró a un responsable de publicidad. [34]
Si bien Taupō es capaz de producir erupciones muy grandes, estas siguen siendo muy poco probables, ya que la mayoría de las 29 erupciones de diversas magnitudes en los últimos 30.000 años han sido mucho más pequeñas. [35] Muchas han formado domos, lo que puede haber contribuido a las características del lago, como la isla Motutaiko y los arrecifes de Horomatangi .
También existen peligros de terremotos y tsunamis. Si bien la mayoría de los terremotos son relativamente pequeños y están asociados con desplazamientos de magma, los terremotos moderados asociados con erupciones o las numerosas fallas asociadas a rifts históricamente han producido eventos de tsunamis. La falla intra-rift Waihi , por ejemplo, ha sido asociada con terremotos de magnitud 6,5 en intervalos de recurrencia de entre 490 y 1.380 años y al menos un tsunami relacionado con un deslizamiento de tierra en los acantilados humeantes de Hipaua . [36]
GNS Science monitorea continuamente Taupō usando una red de sismógrafos y estaciones GPS . [35] El área de arrecifes Horomatangi del lago está asociada con ventilación hidrotermal activa y alto flujo de calor . [6] El monitoreo de un volcán situado debajo de un lago es un desafío, y una erupción puede ocurrir con poco o ningún aviso significativo. [35] Los datos en vivo se pueden ver en el sitio web de GeoNet.
Si bien se reconoció el vulcanismo en la zona después de la ocupación humana, no se reconoció la presencia de un gran volcán bajo el lago Taupō. Mātauranga Māori detalló que Horomātangi (Horo-matangi), [37] un tāniwha o monstruo acuático del lago, residía en una cueva adyacente a la isla Motutaiko en el sur del lago. [38]
Ernst Dieffenbach describió euptivos que ahora se sabe que fueron del volcán Taupō en su publicación de 1843 sobre Nueva Zelanda, pero como muchos otros hasta 1886 los asignó a los estratovolcanes al sur del lago Taupō. [14] : 123 Ferdinand von Hochstetter bien pudo haber sospechado un volcán en Taupō, [14] : 123 y ciertamente identificó al lago Taupō como la fuente de los depósitos de piedra pómez a lo largo del río Waikato e interpretó el lago entre los otros en la región como causado por el colapso de una meseta volcánica, [39] pero no pudo investigar para excluir otras posibilidades.
En 1864, la información del estudio de Hochstetter de 1859 y los de Stokes y Drury se publicaron como el primer mapa geológico del área y esto muestra un borde de depósitos riolíticos alrededor de los dos tercios del norte de la línea costera del lago Taupō, pero sin caracterizar la extensión completa de los depósitos superficiales relevantes. [40] El área no tuvo un estudio geológico de alta calidad adicional hasta después de la erupción del Monte Tarawera en 1886 , y el discurso que siguió a esta erupción cercana resultó en una comprensión mucho mejor de los volcanes, incluido Taupō, por lo que se considerará el contexto para explicar el cambio en la comprensión de 1886 a 1888. Algernon Thomas interpretó esta información para postular que Taupō era un volcán. [12] : 18–22 Una de las personas responsables de esta falta de un estudio fue Sir James Hector , quien fue Director del Servicio Geológico de Nueva Zelanda desde 1865. Cuando se le encargó que proporcionara el primer informe oficial sobre la erupción de 1886 de Tarawera, sus viajes incluyeron Taupō. [41] : 1 La conclusión del informe resultante sobre la causa de la erupción " Creo que no puede haber muchas dudas de que es un fenómeno puramente hidrotermal, pero a una escala gigantesca; que es bastante local y no de origen profundo... " [41] : 6 generó controversia con algunos apoyando esta opinión debido a su comprensión geológica de la época. [42]
Laurence Cussen , el agrimensor del distrito en 1887 no estaba dispuesto a llegar a una conclusión definitiva, pero observó que " la apariencia irregular de las rocas volcánicas que forman las empinadas costas norte y oeste conduce de inmediato a la conclusión de que se separaron de las masas de las que originalmente formaban parte por alguna agencia violenta, ya sea de erupción o hundimiento. Las islas y arrecifes del lago son probablemente tapones de respiraderos volcánicos y flujos de lava; y parecería razonable inferir que el lago debe su origen, en primer lugar, a la erupción, que fue seguida por un hundimiento, y que posteriormente algunos de los respiraderos dentro de él continuaron activos como volcanes subacuáticos, cuya eyección forma ahora el piso comparativamente nivelado del lago, habiendo sido desgastada de los conos por denudación " . [43] : 5 Se remitió a otros con los que estaba colaborando, en el mismo período de tiempo, y como ya se mencionó, Thomas cristalizó por primera vez la posibilidad en la literatura geológica de que hubiera un volcán. bajo el lago Taupō como la fuente probable de los extensos depósitos de piedra pómez superficiales a partir del trabajo de campo que incluye el análisis de especímenes enviados por Cussen. [12] : 18–22
En 1937 se reconoció que el depósito de la erupción de Hatepe había sido tan caliente que quemó el bosque en una distancia de 160 km (99 mi), pero no se reconoció que esto se debía a un flujo piroclástico hasta 1956. [16] : 129
La fecha de la erupción más reciente de gran magnitud se definió por primera vez en la década de 1960 como los primeros siglos d. C. basándose en la datación por radiocarbono . [44] En la década de 1970, se asignó actividad hasta hace 330.000 años con datación radiométrica . [14] : 108
Una mayor comprensión del tamaño de la erupción de Hatepe del volcán Taupō con sus flujos piroclásticos y la ubicación de los respiraderos fue el resultado del trabajo de Colin Wilson a partir de 1980. [14] : 109–111 La erupción de Oruanui también se entendió mejor, por ejemplo, la influencia de las erupciones en la sedimentología de la región tardó varias décadas más en desentrañar. [45] La vulcanología modeló mejor los procesos de formación y erupción de magma, con una aceptación más amplia de un modelo predominante de cómo las erupciones de riolita en estos casos se formaron a partir de basaltos derivados del manto por asimilación del 20-30% del basamento de grauvaca y cristalización fraccionada para producir una papilla de magma. [46]
Las estrellas permanecieron visibles durante el día; otras estrellas, que se extendían hasta una longitud enorme, parecían estar suspendidas en medio del cielo.