La erupción Oruanui del volcán Taupō de Nueva Zelanda (también conocida como erupción 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 el actual y el volcán Taupō había estado durante más de 100.000 años ubicado principalmente bajo 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 mayores erupciones que jamás haya ocurrido en Nueva Zelanda y la supererupción más reciente . [3] Ocurrió25 675 ± 90 años AP [4] [5] [a] en el Pleistoceno tardío y generó aproximadamente 430 km 3 (100 cu mi) de depósitos de caída piroclástica , 320 km 3 (77 cu mi) de corriente de densidad piroclástica (PDC) depósitos (principalmente ignimbrita) y 420 km 3 (100 cu mi) de material primario intracaldera, equivalente a 530 km 3 (130 cu mi) de magma riolítico , totalizando 1.170 km 3 (280 cu mi) 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 cartografiables y una décima unidad de caída mal conservada pero volumétricamente dominante. [8] [2] : 528 [9] [10]
El actual lago Taupō , de 616 km2 ( 238 millas cuadradas) de superficie y 186 m (610 pies) de profundidad, llena 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 volcánico-tectónico. Las primeras fases de la erupción vieron cambios en las posiciones de los respiraderos; El desarrollo de la caldera en su máxima extensión (indicado por brechas líticas ) ocurrió durante la fase 10.
La erupción de Oruanui muestra muchas características inusuales: su naturaleza episódica, una amplia gama de interacciones magma-agua y una compleja interacción de caídas piroclásticas y depósitos de flujo . [8] El magma en erupción tenía una composición muy uniforme y esta composición no se ha visto desde entonces, pero sí se había visto antes de la erupción. [1] : 8 Un análisis compositivo detallado ha revelado que las primeras fases de la erupción tuvieron una pequeña cantidad de magma procedente del exterior del volcán Taupō y son más consistentes con un desencadenante tectónico. [11] [1] : 8 La erupción se produjo a través de un sistema de lagos que era la sección sur del lago Huka, recientemente separado por una deformación 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 resto del lago Huka 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 porción 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, data de hace unos 40.000 años, debido a erupciones anteriores del volcán Taupō. [11] Durante la separación cristal-líquido en esta papilla, grandes volúmenes de masa fundida y cristales fueron transportados hacia arriba hacia un cuerpo de magma dominante en masa fundida que se formó a entre 3,5 y 6 km (2,2 a 3,7 millas) de profundidad. [11] Hay evidencia emergente de que gran parte del magma silícico producido se formó a mayor profundidad en la corteza media o inferior (algunos han sugerido tan profundo como el manto superior) y ascendió rápidamente a este depósito de magma con solo un breve almacenamiento allí. [14] La relativa uniformidad de las erupciones (99% riolita con alto contenido de SiO 2 ), [1] : 8 sugiere que el cuerpo de magma de Oruanui había estado convección vigorosamente en el momento de la erupción. [11] No obstante, el análisis de composición muestra que contribuyeron tres riolitas diferentes, 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 millas) de profundidad, [15] asociado con fallas tectónicas de una cámara de magma al norte. [11] La composición de riolita que contiene biotita es similar a la que se encuentra dentro de la Caldera Maroa adyacente al Volcán Taupō. [11]
Estas etapas iniciales provenían 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 un ascenso del magma de entre una semana y dos semanas antes de la erupción. [15] Es posible que si la mayor parte del magma se formara más profundamente, la temperatura de maduración fuera de unos 900 °C. [14] Aproximadamente el 0,5% de las erupciones eran riolita con bajo contenido de SiO 2 , que se cree que fueron extraídas de bolsas aisladas en la masa cristalina subyacente. [1] : 8 Dos magmas máficos distintos estuvieron involucrados en la erupción, y un volumen total de 3 a 5 km 3 (0,72 a 1,20 millas cúbicas) de magma máfico es atípicamente alto en comparación con otras erupciones riolíticas cercanas. [11]
Las escalas de tiempo involucradas en el cebado final de la erupción parecen ser, como máximo, de sólo décadas. La erupción en sí duró sólo unos pocos meses, y la mayoría de las etapas que se describen a continuación fueron continuas. La ubicación de los respiraderos eruptivos sólo se conoce durante las primeras cuatro etapas de la erupción. Los respiraderos durante las etapas 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. Es posible que las últimas etapas de la erupción hayan tenido salida de gran parte de lo que ahora es la parte norte del lago Taupō. [16] : 39
Si bien se generaron corrientes de densidad piroclástica a lo largo de la erupción, la distancia máxima alcanzada en los depósitos de ignimbrita fue de aproximadamente 90 km (56 millas) durante la fase 8. [1] : 8 Esta fase, así como varias otras, antes de la fase 10, no fueron tan mucho más pequeña que la posterior erupción Hatepe del volcán Taupō. La ceniza (Kawakawa tephra) distribuida durante las distintas etapas creó una capa estratigráfica que se encuentra en gran parte de Nueva Zelanda y el lecho marino circundante a medida que variaba la dirección del viento, las columnas eruptivas eran muy altas y los volúmenes de ceniza eran tan grandes.
La tefra de la erupción cubrió gran parte del centro de la Isla Norte y se denomina tefra 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 millas) 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 , las cuales eran más grandes en tierra. ya que el nivel del mar era considerablemente más bajo que el actual. Los flujos de ignimbrita piroclástica destruyeron toda la vegetación a la que llegaron. [2] : 530
La erosión y sedimentación posteriores tuvieron efectos duraderos en el paisaje y pueden haber provocado 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 hacia el noroeste, atravesó su presa de ignimbrita Oruanui cerca de la actual salida de Taupō hacia el noreste en un ritmo que no dejó terrazas alrededor del lago. [2] : 531–2 Se liberaron alrededor de 60 km 3 (14 millas cúbicas) de agua, dejando rocas de hasta 10 m (33 pies) al menos hasta Mangakino , río abajo por el río Waikato . [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 comparado geoquímicamente con los depósitos de núcleos de hielo de la Antártida occidental a 5.000 km (3.100 millas) 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 lacustres en erupción en los depósitos de ceniza volcánica a unos 850 km (530 millas) a favor del viento 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 tres primeras erupciones fueron dacíticas al igual que la erupción Puketarata . [1] : 10 Los otros veinticuatro eventos riolíticos hasta el presente, incluida la gran erupción de Hatepe, que data de alrededor del año 232 d.C., provinieron de tres fuentes de magma distintas. [1] : 10 Estos han tenido ubicaciones de respiraderos geográficamente enfocadas y una amplia gama de volúmenes de erupción, con nueve eventos explosivos que produjeron depósitos de tefra . [1] : 10