La erupción de Oruanui del volcán Taupō de Nueva Zelanda (también conocida como erupción de Kawakawa o evento Kawakawa/Oruanui ) fue la supererupción más reciente del mundo y la erupción freatomagmática más grande caracterizada hasta la fecha.
En el momento de la erupción, el nivel del mar era mucho más bajo que en la actualidad y el volcán Taupō había estado durante más de 100.000 años ubicado principalmente debajo de un lago más grande que el actual lago Taupō llamado lago Huka . [1] : 6 El lago Huka fue destruido en la erupción y otras características de la geografía local cambiaron significativamente como se describe a continuación.
Con un índice de explosividad volcánica de 8, es una de las erupciones más grandes jamás ocurridas en Nueva Zelanda y la supererupción más reciente . [3] Ocurrió25 675 ± 90 años BP [4] [5] [a] en el Pleistoceno tardío 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 riolítico , totalizando 1,170 km 3 (280 mi3) de depósitos totales. Como tal, es la erupción freatomagmática más grande caracterizada hasta la fecha. [1] : 8 La erupción se divide en 10 fases diferentes sobre la base de nueve unidades de caída mapeables y una décima unidad de caída mal conservada pero volumétricamente dominante. [8] [2] : 528 [9] [10]
El lago Taupō actual , de 616 km2 ( 238 millas cuadradas) de superficie y 186 m (610 pies) de profundidad, rellena parcialmente la caldera generada durante esta erupción. Un colapso estructural de 140 km2 ( 54 millas cuadradas) está oculto debajo del lago Taupō, mientras que el contorno del lago refleja al menos en parte un colapso volcanotectónico. Las primeras fases de erupción vieron posiciones cambiantes de los respiraderos; el desarrollo de la caldera hasta su extensión máxima (indicada por brechas de retardo lítico ) ocurrió durante la fase 10.
La erupción de Oruanui muestra muchas características inusuales: su naturaleza episódica, una amplia gama de interacción magma-agua y una compleja interacción de depósitos piroclásticos de caída y flujo . [8] El magma erupcionado tenía una composición muy uniforme y esta composición no se ha visto desde entonces, pero se había visto antes de la erupción. [1] : 8 Un análisis detallado de la composición ha revelado que las primeras fases de la erupción tenían una pequeña cantidad de magma del exterior del volcán Taupō y son más consistentes con un desencadenante tectónico. [11] [1] : 8 La erupción ocurrió a través de un sistema de lagos que era la sección sur del lago Huka, recientemente separado por una deformación ascendente previa a la erupción poco antes de la erupción misma [2] : 528 o algunos han sugerido que el lago Taupō se había separado con un nivel más alto que el lago Huka restante unos mil años antes, debido únicamente a la actividad eruptiva del volcán Poihipi contiguo al monte Tauhara cuya cámara de magma está debajo de Wairakei y que había entrado en erupción en Trig 9471 y los Rubbish Tip Domes hace unos 27.000 años, llenando esa parte del lago Huka. [1] : Fig. 4 [12] En consecuencia, muchos de los depósitos contienen agregados de ceniza volcánica . [13]
Ahora se sabe que la escala de tiempo para el crecimiento de la supuesta zona de papilla de Oruanui, que tiene una composición química e isotópica distintiva y espectros de edad modelo de circón, es de hace unos 40.000 años a partir de erupciones anteriores del volcán Taupō. [11] Durante la separación de cristal-líquido en esta papilla, grandes volúmenes de material fundido y cristales fueron transportados hacia arriba a un cuerpo de magma dominante en material fundido que se formó a una profundidad de entre 3,5 y 6 km (2,2 y 3,7 mi). [ 11] Hay evidencia emergente de que gran parte del magma silícico producido se formó a mayor profundidad que esto en la corteza media o inferior (algunos han sugerido que tan profundo como el manto superior) y ascendió rápidamente a este reservorio de magma con solo un breve almacenamiento allí. [14] La relativa uniformidad de los eruptivos (99% de riolita de alto SiO 2 ), [1] : 8 sugiere que el cuerpo de magma de Oruanui había estado convectando vigorosamente en el momento de la erupción. [11] No obstante, el análisis de la composición muestra que tres riolitas diferentes contribuyeron, y las dos fases iniciales de la erupción tuvieron contribuciones de una fuga de riolita con biotita, presumiblemente a lo largo de diques a más de 2 km (1,2 mi) de profundidad, [15] asociada con fallas tectónicas de una cámara de magma al norte. [11] La composición de la riolita con biotita es similar a la que se encuentra dentro de la Caldera Maroa adyacente al Volcán Taupō. [11]
Estas etapas iniciales eran de magma a una sobrepresión relativamente baja y si se almacenaban y maduraban en una cámara de magma poco profunda tenían una temperatura de aproximadamente 780 ± 20 °C, [11] con entre una semana y dos semanas de ascenso del magma antes de la erupción. [15] Es posible que si la mayoría posterior del magma se formó más profundamente, la temperatura de maduración fuera de aproximadamente 900 °C. [14] Aproximadamente el 0,5% de los eruptivos era riolita con bajo contenido de SiO2 que se cree que se extrajo de bolsillos aislados en la papilla cristalina subyacente. [1] : 8 Dos magmas máficos distintos estuvieron involucrados en la erupción, y un volumen total de 3-5 km3 ( 0,72-1,20 mi3) de magma máfico es atípicamente alto en comparación con otras erupciones riolíticas cercanas. [11]
Las escalas de tiempo involucradas en la preparación final de la erupción parecen ser de solo décadas como máximo. La erupción en sí duró solo unos pocos meses, y la mayoría de las etapas que se describen a continuación fueron continuas. La ubicación de los respiraderos eruptivos solo se conoce para las primeras cuatro etapas de la erupción. Los respiraderos durante la etapa 1 y 2 estaban en la parte noreste del actual lago Taupō, un tercer respiradero (o más probablemente varios respiraderos) estaba más cerca de la alineación oriental de la erupción posterior de Hatepe , [1] : 8 y el cuarto respiradero estaba más central. Las etapas posteriores de la erupción pueden haber tenido respiraderos de gran parte de lo que ahora es la parte norte del lago Taupō. [16] : 39
Si bien se generaron corrientes de densidad piroclástica durante toda la erupción, la distancia máxima alcanzada en los depósitos de ignimbrita fue de aproximadamente 90 km (56 mi) durante la fase 8. [1] : 8 Esta fase, así como varias otras, antes de la fase 10, no fueron mucho más pequeñas que la erupción posterior de Hatepe del volcán Taupō. La ceniza (tefra de Kawakawa) distribuida durante las diversas etapas creó una capa estratigráfica que se encontró en gran parte de Nueva Zelanda y su lecho marino circundante a medida que variaba la dirección del viento, las columnas eruptivas eran muy altas y los volúmenes de ceniza eran muy grandes.
La tefra de la erupción cubrió gran parte del centro de la Isla Norte y se denomina tefra de Kawakawa-Oruanui o KOT. [17] La ignimbrita de Oruanui tiene hasta 200 metros (660 pies) de profundidad. [2] : 529 La caída de ceniza afectó a la mayor parte de Nueva Zelanda, con una capa de ceniza de hasta 18 centímetros (7 pulgadas) de espesor depositada en las islas Chatham , a 850 km (530 mi) de distancia. El impacto biológico local debe haber sido inmenso, ya que se depositaron 10 centímetros (4 pulgadas) de ceniza desde el sur de Auckland sobre todo el resto de la Isla Norte y la parte superior de la Isla Sur , ambas de mayor superficie terrestre ya que los niveles del mar eran considerablemente más bajos que los actuales. Los flujos de ignimbrita piroclástica destruyeron toda la vegetación que alcanzaron. [2] : 530
La erosión y sedimentación posteriores tuvieron efectos duraderos en el paisaje y pueden haber causado que el río Waikato se desplazara de las llanuras de Hauraki a su curso actual a través del Waikato hasta el mar de Tasmania . Hace menos de 22.500 años, el lago Taupō, habiéndose llenado hasta unos 75 m (246 pies) por encima de su nivel actual, y drenando inicialmente a través de una salida de Waihora al noroeste, cortó su presa de ignimbrita Oruanui cerca de la actual salida de Taupō al noreste a un ritmo que no dejó terrazas alrededor del lago. [2] : 531–2 Se liberaron unos 60 km 3 (14 millas cúbicas) de agua, dejando rocas de hasta 10 m (33 pies) al menos tan abajo del río Waikato como Mangakino . [18] El impacto se ha resumido como: [2] : 530
Los depósitos de cenizas de la erupción de Oruanui de la fase final (décima) se han emparejado geoquímicamente con depósitos de núcleos de hielo de la Antártida occidental a 5.000 km (3.100 mi) de distancia y proporcionan un marcador conveniente para el último máximo glacial en la Antártida . [17] Se ha modelado que esta nube de cenizas tardó aproximadamente dos semanas en rodear el hemisferio sur . [17] Se han encontrado diatomeas de sedimentos del lago erupcionado en los depósitos de ceniza volcánica a unos 850 km (530 mi) a sotavento en las islas Chatham . [19] : 2
La primera erupción caracterizada del volcán Taupō después de la erupción de Oruanui tuvo lugar unos 5000 años después. [1] : 10 Las primeras tres erupciones fueron dacíticas , al igual que la erupción de Puketarata . [1] : 10 Los otros veinticuatro eventos riolíticos hasta el presente, incluida la gran erupción de Hatepe, que datan de alrededor del 232 d. C., provienen de tres fuentes de magma distintas. [1] : 10 Estos han tenido ubicaciones de ventilación geográficamente enfocadas y una amplia gama de volúmenes de erupción, con nueve eventos explosivos que produjeron depósitos de tefra . [1] : 10