La geología de Nueva Zelanda se caracteriza por su actividad volcánica , terremotos y áreas geotérmicas debido a su posición en el límite de las placas Australiana y del Pacífico . Nueva Zelanda es parte de Zealandia , un microcontinente de casi la mitad del tamaño de Australia que se separó del supercontinente Gondwana hace unos 83 millones de años. [1] La temprana separación de Nueva Zelanda de otras masas continentales y la evolución posterior han creado un registro fósil único y una ecología moderna .
La geología de Nueva Zelanda se puede simplificar en tres fases. En primer lugar, se formaron las rocas del basamento de Nueva Zelanda. Estas rocas fueron alguna vez parte del supercontinente de Gondwana, junto con Sudamérica , África , Madagascar , India , Antártida y Australia . Las rocas que ahora forman el continente de Zealandia, en su mayor parte sumergido, estaban entonces enclavadas entre Australia Oriental y la Antártida Occidental . [2] En segundo lugar, Nueva Zelanda se alejó de Gondwana y se formaron muchas cuencas sedimentarias , que más tarde se convirtieron en las rocas sedimentarias que cubren el basamento geológico. La fase final está representada por el levantamiento de los Alpes del Sur y las erupciones de la Zona Volcánica de Taupō . [3]
Las rocas del basamento de Nueva Zelanda tienen edades que van desde el Cámbrico medio en el noroeste de Nelson hasta el Cretácico cerca de Kaikōura . Estas rocas se formaron en un entorno marino antes de que Nueva Zelanda se separara de Gondwana. Se dividen en la "Provincia Occidental", que consiste principalmente en grauvaca , granito y gneis , y una "Provincia Oriental", que consiste principalmente en grauvaca y esquisto . [4] Las provincias se dividen a su vez en terranes : grandes porciones de corteza con diferentes historias geológicas que se han unido por la actividad tectónica ( subducción y fallas de desgarre ) para formar Nueva Zelanda.
La provincia occidental es más antigua que la oriental y aflora a lo largo de la costa oeste de la Isla Sur, desde Nelson hasta Fiordland . La provincia occidental se divide en los terrenos Buller y Takaka , que se formaron a mediados del Cámbrico hasta el Devónico (510-400 Ma). Esto incluye las rocas más antiguas de Nueva Zelanda, la grauvaca que contiene trilobites , que se encuentra en el valle de Cobb, en el noroeste de Nelson. [5]
Grandes secciones de la Provincia Occidental han sido intruidas por rocas plutónicas o metamorfoseadas en gneis. Estas rocas plutónicas del basamento se subdividen en los batolitos Hohonu, Karamea, Median y Paparoa . [6] Estas rocas forman los cimientos debajo de la costa de Taranaki , y gran parte de la Costa Oeste , Buller , el noroeste de Nelson , Fiordland y la isla Stewart / Rakiura . La mayoría de estas rocas plutónicas se formaron en el Devónico - Carbonífero (380-335 Ma) y el Jurásico - Cretácico (155-100 Ma). El Batolito Median representa un batolito de larga duración que divide las Provincias Occidental y Oriental. Antes de la separación de Zealandia de Gondwana , se extendía desde Queensland , a través de lo que ahora es Nueva Zelanda, hasta la Antártida Occidental. Marca el sitio de una antigua zona de subducción en el borde de Gondwana.
La Provincia Oriental se encuentra debajo de una mayor parte de Nueva Zelanda que la Provincia Occidental, incluyendo la grauvaca y el esquisto de los Alpes del Sur y todas las rocas del basamento de la Isla Norte. La Provincia Oriental contiene siete terranes principales, Drumduan, Brook Street, Murihiku , Dun Mountain-Maitai , Caples, Torlesse Composite (terranes Rakaia, Aspiring y Pahau) y Waipapa Composite (terranes Morrinsville y Hunua). [7] Están compuestos principalmente de grauvaca junto con argilita , excepto los terranes Brook Street y Dun Mountain-Maitai que tienen componentes ígneos significativos (véase Cinturón de ofiolitas de Dun Mountain ). La grauvaca de Nueva Zelanda proviene principalmente de los terranes Caples, Torlesse Composite (Rakaia y Pahau) y Waipapa Composite (Morrinsville y Hunua) formados en el período Carbonífero-Cretácico (330-120 Ma). Muchas de estas rocas se depositaron como abanicos submarinos . Tienen orígenes diferentes, como lo demuestran las diferentes composiciones químicas y los diferentes fósiles . En general, los terrenos del basamento sedimentario se vuelven más jóvenes de oeste a este en todo el país, ya que los terrenos más nuevos se rasparon de la placa paleopacífica en subducción y se acrecentaron hasta el límite de Gondwana durante cientos de millones de años.
Muchas rocas de la provincia oriental se han metamorfoseado en esquisto de Haast debido a la exposición a altas presiones y temperaturas. Las rocas se degradan continuamente desde grauvaca (por ejemplo, en Canterbury) hasta esquisto de alto grado (por ejemplo, alrededor del límite Caples-Torlesse en Otago y Marlborough , y rocas Torlesse justo al este de la falla alpina). La falla alpina que corresponde a la línea de los Alpes del Sur ha separado las rocas del basamento que solían estar adyacentes por unos 480 km.
El fragmento continental de Australia y Nueva Zelanda de Gondwana se separó del resto de Gondwana a finales del Cretácico (95-90 Ma). Luego, alrededor de 83 Ma, Zealandia comenzó a separarse de Australia formando el mar de Tasmania , inicialmente separándose del sur. Hacia 75 Ma, Zealandia estaba esencialmente separada de Australia y la Antártida, aunque solo mares poco profundos podrían haber separado Zealandia y Australia en el norte. Los dinosaurios continuaron viviendo en Nueva Zelanda después de que se separara de Gondwana, como lo muestran las huellas de saurópodos de hace 70 millones de años en Nelson. [8] Esto significa que los dinosaurios tuvieron alrededor de 20 millones de años para desarrollar especies únicas de Nueva Zelanda. Durante la extensión del Cretácico se formaron grandes fallas normales en toda Nueva Zelanda, la brecha Hawks Crag se formó junto a escarpes y se ha convertido en el mejor depósito de minerales de uranio de Nueva Zelanda . [9]
En la actualidad, Nueva Zelanda no tiene serpientes ni mamíferos terrestres autóctonos (aparte de los murciélagos). Ni los marsupiales ni los mamíferos placentarios evolucionaron y llegaron a Australia a tiempo para estar en Nueva Zelanda cuando se alejó de ella hace 85 millones de años. La evolución y dispersión de las serpientes es menos segura, pero no hay evidencia sólida de que estuvieran en Australia antes de la apertura del mar de Tasmania. [10] Los multituberculados , otro tipo de mamífero que ahora está extinto, pueden haber llegado a tiempo para cruzar el puente terrestre hacia Nueva Zelanda. [11]
Las masas de tierra continuaron separándose hasta principios del Eoceno (53 Ma). El mar de Tasmania y parte de Zealandia se unieron con Australia para formar la placa australiana (40 Ma), y se creó un nuevo límite de placas entre la placa australiana y la placa del Pacífico . Zealandia terminó en un punto de pivote entre las placas del Pacífico y la australiana, con expansión en el sur y convergencia en el norte, donde la placa del Pacífico se subdujo debajo de la placa australiana. Se creó un precursor del Arco de Kermadec . La parte convergente del límite de placas se propagó a través de Zealandia desde el norte, y finalmente formó una falla protoalpina en tiempos del Mioceno (23 Ma). Las diversas crestas y cuencas al norte de Nueva Zelanda se relacionan con posiciones anteriores del límite de placas . [12]
La erosión y la sedimentación han hecho que gran parte de Zealandia esté ahora cubierta de rocas sedimentarias que se formaron en pantanos y cuencas sedimentarias marinas . Gran parte de Nueva Zelanda era baja alrededor del Eoceno medio y el Oligoceno (40-23 Ma). Los pantanos se extendieron, formando carbón . La tierra se hundió aún más y los organismos marinos produjeron depósitos de piedra caliza . La piedra caliza del Oligoceno- Mioceno temprano se formó en muchas áreas, incluido King Country , conocido por la cueva Waitomo Glowworm . En la Isla Sur, la piedra caliza está presente en Buller, Nelson y la Costa Oeste , incluidas las Pancake Rocks en Punakaiki en tiempos del Oligoceno-Mioceno temprano (34-15 Ma). Se debate si toda Nueva Zelanda estaba sumergida en este momento o si pequeñas islas permanecieron como "arcas" que preservaban la fauna y la flora. [13]
Un alóctono es tierra que se formó en otro lugar y se deslizó sobre otra tierra (en otras palabras, el material de un enorme deslizamiento de tierra). Gran parte de la tierra de Northland y East Cape se creó de esta manera. [14] Alrededor de 25-22 Ma, Northland y East Cape eran adyacentes, con East Cape cerca de Whangārei . Northland-East Cape era una cuenca submarina. Gran parte de la tierra que ahora forma Northland-East Cape era tierra más alta al noreste (compuesta por rocas formadas hace 90-25 Ma). El límite de la placa Pacífico-Australiana estaba más al noreste, con la placa del Pacífico subduciendo debajo de la placa australiana. Capas de rocas se desprendieron de la tierra más alta, de arriba hacia abajo, y se deslizaron hacia el suroeste bajo la influencia de la gravedad, para apilarse en el sentido correcto, pero en orden inverso. La mayor parte del material que se deslizó fueron rocas sedimentarias, sin embargo, las últimas rocas que se deslizaron fueron losas de corteza oceánica ( ofiolitas ), principalmente basalto . También se produjo una actividad volcánica generalizada (entre 23 y 15 millones de años) y se entremezcló con las rocas extrañas. Se formaron cuencas sedimentarias sobre los alóctonos mientras se desplazaban. El Cabo del Este se separó más tarde de Northland y se desplazó más al sur y al este hasta su posición actual.
El vulcanismo se registra en Nueva Zelanda a lo largo de toda su historia geológica. La mayor parte del vulcanismo en Nueva Zelanda, tanto moderno como antiguo, ha sido causado por la subducción de una placa tectónica bajo otra; esto causa la fusión en el manto , la capa de la Tierra debajo de la corteza. Esto produce un arco volcánico , compuesto principalmente de basalto , andesita y riolita . Las erupciones basálticas tienden a ser bastante plácidas, produciendo conos de escoria y flujos de lava, como los conos volcánicos en el campo volcánico de Auckland , aunque la violenta erupción del monte Tarawera en 1886 fue una excepción. Las erupciones andesíticas tienden a formar estratovolcanes empinados , incluyendo montañas como Ruapehu , Tongariro y Taranaki , islas como Little Barrier , Whakaari / White y Raoul Islands , o montes submarinos como el monte submarino Monowai . Las erupciones riolíticas con grandes cantidades de agua tienden a causar erupciones violentas, produciendo calderas , como las del lago Taupō y el lago Rotorua . Nueva Zelanda también tiene muchos volcanes que no están claramente relacionados con la subducción de placas actual, incluidos el volcán extinto Dunedin y la península Banks , y el campo volcánico inactivo Auckland.
La Isla Sur no tiene volcanes activos actualmente. Sin embargo, a finales del Cretácico (100-65 Ma), hubo actividad volcánica generalizada en Marlborough, West Coast, Canterbury y Otago, que contribuye a accidentes geográficos como el Monte Somers . En tiempos del Eoceno (40 Ma), hubo actividad de campo volcánico cerca de la actual Oamaru . Los centros volcánicos del Mioceno más conocidos son el volcán intraplaca Dunedin y las penínsulas Banks . El volcán Dunedin, que luego se erosionó para formar la península de Otago cerca de Dunedin, se formó por una serie de erupciones volcánicas intraplaca principalmente basálticas en tiempos del Mioceno (16-10 Ma). [15] La península Banks cerca de Christchurch se formó a partir de dos volcanes intraplaca principalmente basálticos en tiempos del Mioceno (12-6 Ma y 9,5-7,5 Ma), correspondientes a los puertos Lyttelton / Whakaraupo y Akaroa . Las islas Solander/Hautere de Southland estuvieron activas hace apenas 150.000 años. [16] También hay volcanes menores de un período de tiempo similar en Canterbury, Otago y también en las islas Chatham .
También se produjeron erupciones volcánicas basálticas intraplaca en la Isla Norte, cerca de la Bahía de las Islas en Northland, a finales del Mioceno (10 Ma), y de nuevo más recientemente (0,5 Ma). El campo volcánico de South Auckland estuvo activo en tiempos del Pleistoceno (1,5-0,5 Ma). El campo volcánico de Auckland comenzó a entrar en erupción hace unos 250.000 años. Incluye alrededor de 50 erupciones distintas, con la mayoría de los conos prominentes formados en los últimos 30.000 años, y la erupción más reciente, que formó la isla Rangitoto , hace unos 600 años. El campo está actualmente inactivo y se esperan más erupciones. Con el tiempo, el campo volcánico se ha ido desplazando lentamente hacia el norte. [17]
El vulcanismo en la Isla Norte ha estado dominado por una serie de arcos volcánicos que han evolucionado hasta convertirse en la todavía activa Zona Volcánica de Taupō . Con el tiempo, la actividad volcánica se ha desplazado hacia el sur y el este, a medida que el límite de las placas se desplazaba hacia el este. Esto comenzó en tiempos del Mioceno (23 Ma) cuando un arco volcánico se volvió activo al oeste de Northland, y gradualmente se desplazó hacia el sur hasta New Plymouth , donde Taranaki todavía está activo. Produjo principalmente estratovolcanes andesíticos. Los volcanes de Northland incluyen los volcanes que produjeron la meseta de Waipoua (sitio del bosque de Waipoua ) y el volcán Kaipara. El volcán Waitakere (22–16 Ma) ha sido principalmente erosionado, pero el conglomerado del volcán forma las cordilleras Waitākere y produjo la mayor parte del material que compone las areniscas y lutitas de Waitemata. [18] Los lahares produjeron la arenisca de Parnell, más gruesa. Entre los volcanes visibles más notables de Waikato se encuentran Karioi y Pirongia (2,5 Ma). Los volcanes de la costa oeste de la Isla Norte, junto con Taranaki y el Centro Volcánico Tongariro, son responsables de la arena de hierro negro en muchas de las playas entre Taranaki y Auckland .
Poco después (18 Ma), se desarrolló un arco volcánico más al este para crear las cordilleras Coromandel y la dorsal submarina Colville . La actividad inicial fue andesítica, pero luego se volvió riolítica (12 Ma). En el valle de Kauaeranga , quedan tapones volcánicos , al igual que un lago de lava que ahora forma la cima de Table Mountain. Los sistemas geotérmicos activos , similares a los que existen ahora cerca de Rotorua , estaban presentes alrededor de 6 Ma, y produjeron los depósitos de oro y plata que luego se extrajeron en la fiebre del oro de Coromandel . Más tarde (5-2 Ma), la actividad volcánica se trasladó más al sur para formar la cordillera Kaimai .
Después de esto, la actividad se desplazó más al este a la zona volcánica de Taupō, que se extiende desde el centro volcánico de Tongariro ( Ruapehu y Tongariro ), a través de Taupō , Rotorua y hacia el mar para formar la dorsal de Kermadec. [19] La actividad se inició alrededor de 2 Ma y continúa hasta el día de hoy. El centro volcánico de Tongariro está compuesto por volcanes andesíticos, mientras que las áreas alrededor de Taupō y Rotorua son en gran parte riolíticas con basalto menor. Las primeras erupciones entre Taupō y Rotorua alrededor de 1,25 Ma y 1 Ma fueron lo suficientemente grandes como para producir una capa de ignimbrita que llegó a Auckland , Napier y Gisborne . Esto incluye vastos depósitos de piedra pómez generados por erupciones en la zona volcánica de Taupō que ocurren en toda la Isla Norte central, la Bahía de Plenty, Waikato , King Country y las regiones de Manawatū-Whanganui . De vez en cuando, se producen enjambres de terremotos en un área de la zona volcánica de Taupō, que duran años. Estos enjambres de terremotos indican que se está produciendo algún movimiento de magma debajo de la superficie. Si bien no han provocado una erupción en los últimos tiempos, siempre existe la posibilidad de que se cree un nuevo volcán o de que un volcán inactivo vuelva a la vida.
El centro volcánico de Tongariro se desarrolló durante los últimos 275.000 años y contiene los conos volcánicos andesíticos activos de Ruapehu, Tongariro y Ngauruhoe (en realidad, un cono lateral de Tongariro). Ruapehu entra en erupción aproximadamente una vez por década y, si bien las erupciones causan estragos para los esquiadores, los vuelos en avión y las represas hidroeléctricas, son relativamente menores. Sin embargo, el colapso repentino de la pared del cráter causó problemas importantes cuando generó un lahar en 1953, que destruyó un puente ferroviario y causó 151 muertes en Tangiwai . La última erupción significativa fue en 1995-96. Ngauruhoe entró en erupción por última vez en 1973-75. Taranaki es un estratovolcán andesítico perfectamente formado, que entró en erupción por última vez en 1755.
El lago Taupō , el lago más grande de la Isla Norte, es una caldera volcánica , responsable de erupciones riolíticas aproximadamente una vez cada 1000 años. [20] La erupción más grande en los últimos 65 000 años fue la cataclísmica erupción de Oruanui hace 26 500 años, que produjo 530 kilómetros cúbicos de magma. La erupción más reciente, alrededor del 233 d. C., también fue un evento importante, la erupción más grande del mundo en los últimos 5000 años. La erupción provocó un flujo piroclástico que devastó la tierra desde Waiouru hasta Rotorua en 10 minutos.
El centro volcánico de Ōkataina , al este de Rotorua, también es responsable de importantes erupciones riolíticas cataclísmicas. La última erupción, de Tarawera y el lago Rotomahana en 1886, fue una erupción relativamente menor, que se cree que destruyó las famosas Terrazas Rosadas y Blancas , y cubrió gran parte del campo circundante en cenizas, matando a más de 100 personas. En 2017, los investigadores redescubrieron las ubicaciones de las Terrazas Rosadas y Blancas utilizando un estudio olvidado de 1859. [21] [22] Muchos lagos alrededor de Rotorua son calderas de erupciones riolíticas. Por ejemplo, el lago Rotorua entró en erupción hace unos 13.500 años.
Una línea de volcanes submarinos se extiende a lo largo de la cordillera de Kermadec . Whakaari/White Island , en la bahía de Plenty, representa el extremo sur de esta cadena y es un volcán andesítico muy activo, que entra en erupción con gran frecuencia. Tiene el potencial de causar un tsunami en la bahía de Plenty, al igual que el volcán inactivo Mayor Island/Tūhua .
La zona volcánica de Taupō es conocida por su actividad geotérmica . Por ejemplo, Rotorua y sus alrededores tienen muchas áreas con géiseres , terrazas de sílice, fumarolas , pozas de lodo , aguas termales , etc. Entre las áreas geotérmicas más destacadas se encuentran Whakarewarewa , Tikitere , Waimangu , Waiotapu , Craters of the Moon y Orakei Korako . La energía geotérmica se utiliza para generar electricidad en Wairakei , cerca de Taupō . Las pozas de agua caliente abundan en toda Nueva Zelanda. La energía geotérmica se utiliza para generar electricidad en la zona volcánica de Taupō. [23]
Nueva Zelanda se encuentra actualmente a horcajadas sobre el límite convergente entre las placas del Pacífico y de Australia. Con el tiempo, el movimiento relativo de las placas se ha alterado y la configuración actual es geológicamente reciente. Actualmente, la placa del Pacífico se subduce debajo de la placa australiana desde alrededor de Tonga en el norte, a través de la fosa de Tonga , la fosa de Kermadec y la fosa de Hikurangi al este de la Isla Norte de Nueva Zelanda, hasta el estrecho de Cook . A lo largo de la mayor parte de la Isla Sur , las placas se deslizan una sobre la otra ( falla alpina ), con una ligera obducción de la placa del Pacífico sobre la placa australiana, formando los Alpes del Sur . Desde el sur de Fiordland , la placa australiana se subduce debajo de la placa del Pacífico formando la fosa de Puysegur . [24] Esta configuración ha provocado vulcanismo y extensión en la Isla Norte formando la zona volcánica de Taupō y elevación en la Isla Sur formando los Alpes del Sur.
La placa del Pacífico está chocando con la placa australiana a una velocidad de unos 40 mm/año. [25] La costa este de la Isla Norte está siendo comprimida y levantada por esta colisión, produciendo los sistemas de fallas de la Isla Norte y Marlborough . La costa este de la Isla Norte también está girando en el sentido de las agujas del reloj, en relación con Northland, Auckland y Taranaki , estirando la bahía de Plenty y produciendo la falla de Hauraki (llanuras de Hauraki y golfo de Hauraki) y la zona volcánica de Taupō. La costa este de la Isla Sur se está deslizando oblicuamente hacia la falla alpina, en relación con Westland , lo que hace que los Alpes del Sur se eleven unos 10 mm/año (aunque también se desgastan a una velocidad similar). [26] Las llanuras de Hauraki , Hamilton , la bahía de Plenty, Marlborough Sounds y Christchurch se están hundiendo. Los Marlborough Sounds son conocidos por sus cadenas montañosas hundidas. A medida que Wellington se eleva y Marlborough se hunde, el estrecho de Cook se desplaza más al sur. [27]
La corteza terrestre se ve sometida a una gran tensión debido al movimiento constante de las placas tectónicas. Esta tensión se libera a causa de los terremotos , que pueden producirse en el límite de las placas o en cualquiera de los miles de fallas más pequeñas que hay por toda Nueva Zelanda. Debido a que la placa del Pacífico se está subduciendo bajo el lado oriental de la Isla Norte, se producen frecuentes terremotos profundos al este de una línea que va desde la bahía de Plenty hasta Nelson (el borde aproximado de la placa subducida), siendo los terremotos más profundos al oeste y menos profundos al este. Debido a que la placa australiana se está subduciendo bajo la placa del Pacífico en Fiordland , se producen frecuentes terremotos profundos cerca de Fiordland, siendo los terremotos más profundos al este y menos profundos cerca del oeste.
Los terremotos superficiales son más comunes y ocurren en casi todas partes de Nueva Zelanda (especialmente en la bahía de Plenty, desde East Cape hasta Marlborough y la falla Alpine). Sin embargo, Northland, Waikato y Otago son relativamente estables. Canterbury no había sufrido ningún terremoto importante en su historia hasta el terremoto de Canterbury de magnitud 7,1 del 4 de septiembre de 2010. La actividad volcánica en el centro de la Isla Norte también genera muchos terremotos superficiales.
Desde que Zealandia se separó de Gondwana (hace 80 millones de años) en el Cretácico, el clima ha sido mucho más cálido que el actual. Sin embargo, desde la glaciación cuaternaria (hace 2,9 millones de años), Zealandia ha experimentado un clima más frío o apenas más cálido que el actual.
En el Cretácico, Nueva Zelanda estaba situada a 80 grados al sur en el límite entre la Antártida y Australia. Pero estaba cubierta de árboles, ya que el clima de hace 90 millones de años era mucho más cálido y húmedo que el actual. [28] Durante el cálido Período Eoceno, vastos pantanos cubrieron Nueva Zelanda que se convirtieron en vetas de carbón en Southland y Waikato . En el Mioceno hay registros paleontológicos de lagos cálidos en Central Otago con palmeras y pequeños mamíferos terrestres . [29]
En los últimos 30.000 años se han registrado tres grandes fenómenos climáticos en Nueva Zelanda: el período más frío del último máximo glacial, de hace 28.000 a 18.000 años, un período de transición de hace 18.000 a 11.000 años y el Holoceno Interglacial, que se ha estado produciendo durante los últimos 11.000 años. [30] Durante el último máximo glacial, los niveles globales del mar eran unos 130 metros (430 pies) más bajos que los niveles actuales. Cuando esto ocurrió, la Isla Norte, la Isla Sur y la Isla Stewart se unieron. [31] Las temperaturas bajaron unos 4-5 °C. Gran parte de los Alpes del Sur y Fiordland estaban glaciados, pero el resto de Nueva Zelanda estaba prácticamente libre de hielo. La tierra al norte de Hamilton estaba cubierta de bosques, pero gran parte del resto de Nueva Zelanda estaba cubierta de hierba o arbustos, debido al clima frío y seco. [32] [33] Esta falta de cobertura vegetal condujo a una mayor erosión eólica y a la deposición de loess (polvo arrastrado por el viento). [30] El estudio del paleoclima de Nueva Zelanda ha zanjado parte del debate sobre los vínculos entre la Pequeña Edad de Hielo (PEI) en el hemisferio norte y el clima de Nueva Zelanda en la misma época. Los hechos clave que emergen son que Nueva Zelanda experimentó un clima notablemente más frío, pero en una fecha ligeramente posterior al del hemisferio norte . [34]
Nueva Zelanda sufre muchos peligros naturales, incluidos terremotos y tsunamis , erupciones volcánicas e hidrotermales y deslizamientos de tierra .
El terremoto más grande en Nueva Zelanda fue un evento de M8.2 en Wairarapa , en 1855, [35] y la mayor cantidad de muertes (261) ocurrieron en un terremoto de M7.8 en Hawkes Bay en 1931. El terremoto de Canterbury de 2010 causó daños materiales generalizados , que midió 7.1; La réplica de M6.3 del 22 de febrero de 2011 ( terremoto de Canterbury de 2011 ) resultó en 185 muertes. Más recientemente, el terremoto de M7.8 Kaikōura golpeó poco después de la medianoche del 14 de noviembre de 2016, matando a dos personas en el área remota de Kaikōura al noreste de Christchurch. Numerosas réplicas de M5.0 o mayores se extienden por una gran área entre Wellington y Culverden.
Nueva Zelanda está en riesgo de tsunamis generados por fallas tanto locales como internacionales. La costa oriental de Nueva Zelanda es la que presenta mayor riesgo, ya que el océano Pacífico es más activo tectónicamente que el mar de Tasmania . A nivel local, las fallas a lo largo de la costa oriental de la Isla Norte representan el mayor riesgo. Se han producido tsunamis menores en Nueva Zelanda a causa de terremotos en Chile, Alaska y Japón.
En la zona volcánica de Taupō hay muchos volcanes potencialmente peligrosos. La erupción volcánica más grave desde la llegada de los europeos fue la erupción de Tarawera en 1886. Un lahar del monte Ruapehu destruyó un puente y descarriló un tren en diciembre de 1953, matando a 151 personas. Incluso una erupción menor en el monte Ruapehu podría provocar la pérdida de electricidad en Auckland, debido a la ceniza en las líneas eléctricas y en el río Waikato (deteniendo la generación de energía hidroeléctrica).
Muchas partes de Nueva Zelanda son propensas a deslizamientos de tierra, en particular debido a la deforestación y al alto riesgo de terremotos. Gran parte de la Isla Norte es escarpada y está compuesta de lutitas blandas conocidas como papa [36] , que fácilmente generan deslizamientos de tierra. [37]
Los principales recursos geológicos de Nueva Zelanda son el carbón, el oro, el petróleo y el gas natural. [38] [39] Se ha extraído carbón en Northland, Waikato , Taranaki, Nelson y Westland, Canterbury, Otago y Southland. La costa oeste contiene algunos de los mejores carbones bituminosos de Nueva Zelanda . Los depósitos de carbón más grandes se encuentran en Southland. Se ha extraído oro en las cordilleras de Coromandel y Kaimai (especialmente la mina Martha en Waihi ), Westland , Central Otago y Eastern Otago (especialmente la mina Macraes ), y en la costa oeste de la Isla Sur. La única área en Nueva Zelanda con importantes depósitos conocidos de petróleo y gas es el área de Taranaki , pero muchas otras áreas marinas tienen potencial para depósitos. [40] La arena de hierro también es abundante en la costa oeste desde Taranaki hasta Auckland . [41] El jade ( pounamu en maorí ) de las ofiolitas de la Isla Sur sigue extrayéndose, principalmente de aluvión , y se trabaja para la venta. Los depósitos de agua subterránea se extraen en todo el país, pero son particularmente valiosos en las regiones orientales más secas de las Islas Norte y Sur. Algunos de estos depósitos también se pueden utilizar para calefacción a baja temperatura y para protección agrícola contra las heladas, además de ser un recurso potable. [42]
El estudio detallado de la geología de Nueva Zelanda comenzó con Julius von Haast y Ferdinand von Hochstetter , quienes crearon numerosos mapas geológicos regionales del país durante la exploración de recursos a mediados del siglo XIX. [43] En 1865, James Hector fue designado para fundar el Servicio Geológico de Nueva Zelanda . Patrick Marshall acuñó los términos línea de andesita e ignimbrita a principios del siglo XX mientras trabajaba en la zona volcánica de Taupō. Harold Wellman descubrió la falla alpina y su desplazamiento de 480 km en 1941. Aunque Wellman demostró que grandes bloques de tierra podían moverse distancias considerables, el servicio geológico de Nueva Zelanda adoptó en gran medida la tectónica de placas tardíamente. [44]
Charles Cotton se convirtió en una autoridad internacional en geomorfología utilizando la tectónica activa y el clima variable de Nueva Zelanda para crear reglas de aplicación universal. [45] Sus principales obras se convirtieron en libros de texto estándar en Nueva Zelanda y en el extranjero. [46] Charles Fleming estableció la cuenca de Wanganui como un sitio clásico para estudiar los niveles del mar y los climas del pasado. En 1975, la paleontóloga Joan Wiffen descubrió los primeros fósiles de dinosaurios en Nueva Zelanda.
El Servicio Geológico de Nueva Zelanda, ahora conocido como GNS Science, ha realizado una cartografía exhaustiva de Nueva Zelanda a escalas de 1:250.000 y 1:50:000. La serie de mapas más moderna son los "QMAP" a escala 1:250.000. [47] La investigación geológica de Nueva Zelanda se publica por GNS Science, en el New Zealand Journal of Geology and Geophysics y a nivel internacional. Se puede obtener un mapa que muestra la distribución de los terremotos en Nueva Zelanda en Te Ara: The Encyclopedia of New Zealand. [48] La actividad sísmica y volcánica actual se puede obtener en el sitio web GeoNet. [49] Las universidades de Auckland , Canterbury , Massey , Otago , Victoria y Waikato participan activamente en la investigación geológica en Nueva Zelanda, la Antártida , el Pacífico Sur en general y otros lugares.