El vulcanismo de Nueva Zelanda ha sido responsable de muchas de las características geográficas del país, especialmente en la Isla Norte y las islas periféricas del país .
Si bien el vulcanismo de la tierra se remonta a antes de que el microcontinente Zealandia se separara de Gondwana hace 60 a 130 millones de años, la actividad continúa hoy con erupciones menores que ocurren cada pocos años. Esta actividad reciente se debe principalmente a la posición del país en el límite entre las placas Indoaustraliana y del Pacífico , una parte del Anillo de Fuego del Pacífico y, en particular, a la subducción de la Placa del Pacífico bajo la Placa Indoaustraliana.
Las rocas de Nueva Zelanda registran ejemplos de casi todos los tipos de vulcanismo observado en la Tierra, incluidas algunas de las mayores erupciones geológicamente recientes del mundo .
Ninguno de los volcanes de la Isla Sur está activo.
Nueva Zelanda ha sido escenario de muchas grandes erupciones explosivas durante los últimos dos millones de años, incluidas varias del tamaño de un supervolcán . [1] Estas incluyen erupciones de la isla Macauley y las calderas Taupō , Whakamaru , Mangakino , Reporoa , Rotorua y Haroharo .
Dos erupciones relativamente recientes del volcán Taupō son quizás las más conocidas. Su erupción de Oruanui fue la mayor erupción conocida en el mundo en los últimos 70.000 años, con un Índice de Explosividad Volcánica (IEV) de 8. Ocurrió hace unos 26.500 años y depositó aproximadamente 1.200 km 3 de material. [2] [3] La tefra de la erupción cubrió gran parte del centro de la Isla Norte con ignimbrita hasta 200 metros (650 pies) de profundidad, y la mayor parte de Nueva Zelanda se vio afectada por la caída de ceniza , con incluso 18 cm (7 pulgadas) de ceniza. capa que queda en las islas Chatham , a 1.000 km (620 millas) de distancia. La erosión y la sedimentación posteriores tuvieron efectos duraderos en el paisaje, provocando que el río Waikato se desplazara de las llanuras de Hauraki a su curso actual a través del Waikato hasta el mar de Tasmania . [4] El lago más grande de Nueva Zelanda, el lago Taupō , llena la caldera formada en esta erupción.
La gran erupción más reciente de Taupō , la erupción de Taupō o Hatepe , tuvo lugar alrededor del año 232 d.C. y es la erupción más grande de Nueva Zelanda desde Oruanui. [5] Expulsó unos 120 km 3 de material (calificación 7 en la escala VEI), [6] de los cuales alrededor de 30 km 3 fueron expulsados en sólo unos minutos. Se cree que la columna eruptiva tenía 50 kilómetros (31 millas) de altura, el doble que la columna eruptiva del Monte Santa Helena en 1980. Esto la convierte en una de las erupciones más violentas de los últimos 5000 años (junto con la erupción de Tianchi). de Baekdu alrededor del año 1000 y la erupción del Tambora en 1815 ). La ceniza resultante tiñó de rojo el cielo sobre Roma y China. [7]
La erupción del monte Tarawera alrededor de 1310 EC, aunque no fue tan grande, fue aún sustancial, produciendo 2,5 km 3 de lava y 5 km 3 de tefra (VEI 5). [8] Debido a que sus depósitos, que se extienden desde Gisborne hasta la Bahía de las Islas , se emplazaron alrededor de la época en que los maoríes se establecieron permanentemente en Nueva Zelanda, han proporcionado un marcador arqueológico útil. Tarawera volvió a entrar en erupción el 10 de junio de 1886 , arrojando cenizas y escombros sobre 16.000 km2 ( 6.200 millas cuadradas), destruyendo las Terrazas Rosa y Blanca y tres aldeas, incluida Te Wairoa , y cobrándose la vida de unas 120 personas. [9] Aproximadamente 2 km 3 de tefra hicieron erupción (VEI 5). [8]
Además de los efectos directos de las explosiones, la lava y los flujos piroclásticos , los volcanes plantean diversos peligros para la población de Nueva Zelanda. Estos incluyen tsunamis , inundaciones y lahares de lagos represados volcánicamente, caída de ceniza y otros efectos de campo lejano.
Por ejemplo, el desastre de Tangiwai ocurrió el 24 de diciembre de 1953 cuando el puente ferroviario de Tangiwai que cruzaba el río Whangaehu se derrumbó debido a un lahar en plena inundación, justo antes de que un tren expreso estuviera a punto de cruzarlo. El tren no pudo detenerse a tiempo y murieron 151 personas. Esto fue causado en última instancia por la erupción de Ruapehu en 1945, que vació el lago del cráter y represó la salida con tefra.
El 8 de diciembre de 2019 se produjo una erupción del estratovolcán Whakaari/Isla Blanca mientras había un grupo de 47 visitantes en la isla. Veintidós personas murieron, ya sea en la explosión o por las heridas sufridas, incluidas dos cuyos cuerpos nunca fueron encontrados y luego fueron declarados muertos. Otras 25 personas sufrieron heridas y la mayoría requirió cuidados intensivos por quemaduras graves. [10]
Los efectos pueden ser generalizados incluso en erupciones de tamaño moderado. Las columnas de ceniza de la erupción de Ruapehu en 1996 obligaron al cierre de once aeropuertos, incluido el Aeropuerto Internacional de Auckland . [11]
La Comisión de Terremotos del país proporciona el seguro contra daños volcánicos (junto con otros desastres naturales) .
Los maoríes tenían muchos mitos y leyendas sobre las montañas volcánicas de la tierra. Quizás el más conocido se refiere a las ubicaciones relativas de Taranaki , Tongariro y Pihanga . Sostiene que los dos primeros volcanes nombrados compitieron por el amor de la hermosa Pihanga y, después de que Tongariro tuvo éxito, el derrotado Taranaki se mudó a su ubicación solitaria cerca de New Plymouth .
Otra leyenda relata las hazañas de Ngātoro-i-rangi , un tohunga (sacerdote) que llegó desde la tierra ancestral maorí, Hawaiki, en la Arawa waka (canoa). Viajando hacia el interior y luego mirando hacia el sur desde el lago Taupō , decidió escalar las montañas que vio allí. Llegó y comenzó a escalar la primera montaña junto con su esclavo Ngāuruhoe, que había estado viajando con él, y llamó a la montaña Tongariro (el nombre significa literalmente "mirar al sur"), tras lo cual los dos fueron vencidos por una tormenta de nieve arrastrada por el frío. viento del sur. Cerca de la muerte, Ngātoro-i-rangi llamó a sus dos hermanas, Kuiwai y Haungaroa, que también habían venido de Hawaiki pero permanecieron en Whakaari/Isla Blanca , para que le enviaran el fuego sagrado, que habían traído de Hawaiki. Esto lo hicieron, enviando el fuego en forma de dos taniwha (espíritus poderosos) llamados Te Pupu y Te Haeata por un pasaje subterráneo hasta la cima de Tongariro. Las huellas de estos dos taniwha formaron la línea de fuego geotérmico que se extiende desde el Océano Pacífico y debajo de la Zona Volcánica de Taupō, y se ve en los numerosos volcanes y fuentes termales que se extienden desde Whakaari hasta Tokaanu y hasta el macizo de Tongariro. El fuego llegó justo a tiempo para salvar a Ngātoro-i-rangi de morir congelado, pero Ngāuruhoe ya había muerto cuando Ngātoro-i-rangi se volvió para darle el fuego. Por eso el agujero por donde ascendió el fuego, el cono activo de Tongariro, ahora se llama Ngauruhoe.
Las erupciones en la Isla Norte, como la erupción Kaharoa del Monte Tarawera en 1314, se han utilizado para ayudar a determinar la fecha aproximada de llegada de los primeros colonos polinesios hacia 1280. Se han encontrado huellas fosilizadas de colonos polinesios quizás de segunda o tercera generación. Se ha encontrado en cenizas volcánicas en islas del golfo de Hauraki.
Consulte los artículos principales anteriores porque, como ya se mencionó, casi todos los tipos de vulcanismo observado en la Tierra se encuentran en Nueva Zelanda. Para conocer el vulcanismo intrusivo histórico, consulte la sección sobre vulcanismo más antiguo a continuación. Hay pruebas fehacientes de una continua actividad volcánica intrusiva en el centro de la Isla Norte. [12] [13] [5] Un gran plutón diorítico bastante reciente, del orden de 550.000 años de antigüedad, ha sido datado a partir de núcleos de perforación allí. [14]
Si bien hay restos de actividad volcánica en la mayor parte de Nueva Zelanda, hay varias áreas donde son más evidentes y en algún lugar la actividad continúa. Desde la última actividad de Taranaki en 1854, todas las erupciones han ocurrido en la Zona Volcánica de Taupō o el Arco de Kermadec. [15]
Las islas Kermadec son un arco de islas volcánicas activas que se extiende al noreste desde la Isla Norte de Nueva Zelanda hacia Tonga. Si bien solo unos pocos volcanes en el arco son lo suficientemente altos como para formar islas, incluye alrededor de 30 volcanes submarinos de tamaño considerable , muchos de ellos en los montes submarinos de South Kermadec Ridge en el extremo de la cadena en Nueva Zelanda. La isla más grande, la isla Raoul , produjo una gran erupción hace unos 2200 años con un VEI de 6. [16] Su actividad ha continuado de forma intermitente desde entonces, y su última erupción ocurrió en 2006. [17]
La región de Northland contiene dos campos volcánicos recientemente activos , uno centrado alrededor de Whangarei , [18] y el otro es el campo volcánico Kaikohe-Bay of Islands . [19] La última actividad en el campo Kaikohe-Bay of Islands, hace alrededor de 1300 a 1800 años, creó cuatro conos de escoria en Te Puke (cerca de Paihia ). [19]
Anteriormente, durante el Mioceno , un arco volcánico principalmente andesítico atravesaba la Tierra del Norte y las regiones vecinas (incluidas Three Kings Ridge y el norte de la península de Coromandel), con los cinturones occidental y oriental activos hace entre 25 y 15 millones de años y hace 23 y 11 millones de años respectivamente. . [21] Aunque esto produjo importantes edificios volcánicos, incluido el estratovolcán más grande conocido de Nueva Zelanda , el volcán Waitakere , [22] la mayoría de ellos han sido erosionados, enterrados o sumergidos, especialmente en el oeste, donde se extiende una serie de volcanes enterrados en alta mar. al sur casi hasta New Plymouth . Esto se llama cinturón volcánico de Northland-Mohakatino. [23] Los restos de estos dos antiguos cinturones volcánicos todavía están expuestos en muchos lugares, incluidos Whangarei Heads , las islas Hen and Chickens , alrededor del puerto de Whangaroa , el bosque de Waipoua y las cordilleras Waitākere .
El campo volcánico basáltico de Auckland es un campo volcánico monogenético que se encuentra debajo de gran parte del área metropolitana de Auckland . Los numerosos respiraderos del campo han producido una amplia gama de cráteres de explosión, conos de escoria y flujos de lava . El más grande y más reciente es Rangitoto en el golfo de Hauraki , que entró en erupción por última vez hace 600 a 700 años. Actualmente inactivo , es probable que el campo vuelva a entrar en erupción dentro de los próximos "cientos o miles de años" (según eventos pasados), un período de tiempo corto en términos geológicos. [24] Los residentes de Auckland, sin embargo, enfrentan más peligros debido a los volcanes más al sur. [24]
Se cree que los volcanes de Auckland son el último producto de una fuente de magma inusual relacionada con la tectónica local que no es un punto caliente clásico , ya que los campos volcánicos anteriores están al sur, lo contrario que se espera del movimiento de la Placa Australiana sobre una columna de manto estacionaria. fuente. [25]
Tres campos volcánicos entraron en erupción hace entre 2,7 y 0,5 millones de años, migrando hacia el norte desde el monte Pirongia hasta las colinas de Bombay . El primero de estos campos formó los Volcánicos Alexandra [26] , que se distinguen por grandes conos toleíticos de volcanes de arco , pero tenían Volcánicos Okete asociados que eran tradicionalmente más alcalinos y oxidados y tenían el patrón de campo volcánico monogenético observado en los campos posteriores. La distinción entre los volcánicos Alexandra y Okete no es necesariamente clara y todavía se está estudiando. Las rocas del Grupo Volcánico Alexandra (principalmente basalto) cubren aproximadamente 450 km 2, lo que equivale a 55 km 3 de al menos 40 respiraderos. El monte Pirongia y el monte Karioi son parte del lineamiento principal del grupo. [27] Los campos posteriores son los volcanes Ngatutura más pequeños , que comprenden alrededor de 16 volcanes al sur de Port Waikato en la costa oeste y el campo volcánico del sur de Auckland con más de 80 volcanes. [28] Se considera que el cuerpo de magma que creó el campo volcánico de Auckland también estuvo relacionado con estos derrames. A diferencia de los típicos puntos calientes como el que se encuentra debajo de Hawaii , no parece haberse quedado quieto, sino que está migrando hacia el norte a un ritmo más rápido que la Placa Indoaustraliana circundante. Su movimiento ha sido explicado como la punta de una grieta que se propaga producida por la torsión de la corteza de la Isla Norte. [29] [25]
La extinta Zona Volcánica de Coromandel (CVZ) era un arco volcánico que se extendía desde la Isla Gran Barrera en el norte, a través de la Península de Coromandel , hasta Tauranga y las Cordilleras Kaimai del sur en el sur. La actividad comenzó en el norte hace unos 18 millones de años y fue principalmente andesítica hasta hace unos 9-10 millones de años, cuando cambió a un patrón bimodal basáltico/riolítico. Los centros eruptivos migraron gradualmente hacia el sur, [31] donde pasaron a una actividad temprana en la zona volcánica de Taupō. La actividad posterior en la CVZ y su interfaz con la zona volcánica de Taupō queda oscurecida por eventos posteriores y no se comprende completamente, pero continuó en el sur hasta hace quizás 1,5 millones de años en el Centro Volcánico de Tauranga . [32] Junto con la extinta Cordillera submarina Colville , la CVZ formó un precursor de la moderna Zona Volcánica Taupō y la Cordillera Kermadec. [33]
La Isla Mayor / Tūhua es un volcán en escudo peralcalino con una caldera formada parcialmente en una gran erupción hace unos 7000 años. Ha exhibido muchos estilos eruptivos y es posible que su última erupción haya ocurrido hace sólo 500 a 1000 años. [34] El nombre maorí de la isla, Tuhua , se refiere a la obsidiana que encontraron en la isla y apreciada por su filo.
Con unos 350 kilómetros de largo por 50 kilómetros de ancho, la Zona Volcánica de Taupō (TVZ) es el área más productiva del mundo de actividad volcánica silícica reciente , [35] con la mayor concentración de volcanes riolíticos jóvenes . [36] El monte Ruapehu marca su extremo suroeste y continúa hacia arriba a través de Ngauruhoe , Tongariro , el lago Taupō , las calderas Whakamaru, Mangakino, Maroa, Reporoa y Rotorua , el complejo volcánico Okataina (incluido el monte Tarawera ) y 85 kilómetros más allá de Whakaari / Isla Blanca al submarino Monte submarino Whakatāne . La TVZ también contiene numerosos volcanes más pequeños, además de géiseres y zonas geotérmicas . Las erupciones volcánicas comenzaron aquí hace unos dos millones de años, y las erupciones silícicas comenzaron hace unos 1,55 millones de años, cuando la actividad se desplazó hacia el sureste desde la zona volcánica de Coromandel. [32]
El vulcanismo en la región de Taranaki ha migrado hacia el sureste durante los últimos dos millones de años. Comenzando en las Islas Pan de Azúcar , cerca de Nueva Plymouth , la actividad se desplazó luego a Kaitake (hace 580.000 años) y Pouakai (hace 230.000 años) antes de crear el gran estratovolcán llamado Monte Taranaki (antiguo nombre Monte Egmont), que entró en erupción por última vez en 1854. y su respiradero satélite, Fanthams Peak. [37] Esta migración hacia el sureste es la continuación de la actividad de 25 millones de años del Cinturón Volcánico Northland-Mohakatino que se extiende principalmente bajo el actual Mar de Tasmania desde el oeste de Northland hasta el Monte Taranaki . [23]
Las partes más altas de las islas Chatham están formadas por roca volcánica que tiene hasta 81 millones de años, aunque los flujos de lava en la costa norte de la isla Chatham se remontan a sólo unos cinco millones de años. [38]
La península de Banks comprende los restos erosionados de dos grandes estratovolcanes, Lyttelton, que se formó primero, y Akaroa. Estos se formaron por vulcanismo intraplaca a través de la corteza continental hace aproximadamente once a ocho millones de años ( Mioceno ). La península se formó como islas frente a la costa, y los volcanes alcanzaban unos 1.500 m sobre el nivel del mar. Dos cráteres dominantes fueron erosionados y luego inundados para formar los puertos de Lyttelton y Akaroa . La parte del borde del cráter que se encuentra entre el puerto de Lyttelton y la ciudad de Christchurch forma Port Hills .
Pequeños volcanes surtseyanos de basalto subalcalino a andesita basáltica en la plataforma continental sumergida formaron lo que históricamente se denominó grupo volcánico Waiareka-Deborah y ahora se llama campo volcánico Waiareka-Deborah en el área alrededor de Oamaru hace alrededor de 35 a 30 millones de años. [39] [40] Un campo volcánico monogenético de composición más alcalina eruptivas, con características superficiales más fuertes, ya que son más jóvenes, se extiende al norte de Dunedin superponiéndose al campo volcánico sur de Waiareka-Deborah, y estos volcanes ahora se han caracterizado por ser parte de el grupo volcánico de Dunedin . [41]
El enjambre de diques alpinos de intusión volcánica tuvo lugar hace unos 25 millones de años y está situado cerca del lago Wānaka en los Alpes del Sur . [42]
El volcán Dunedin se formó durante el Mioceno, comenzando con erupciones basálticas en la península de Otago , es el volcán más grande del gran grupo volcánico de Dunedin . [41] Se formaron grandes estructuras de respiradero central, y luego grandes cúpulas, con agua de mar interactuando explosivamente con magma submarino en erupción. [43]
Las islas Solander , una pequeña cadena de islotes deshabitados cerca del extremo occidental del estrecho de Foveaux , son las porciones emergentes de un gran volcán andesítico extinto que entró en erupción por última vez hace entre 50.000 y 150.000 años. [44] Causado por la subducción de la Placa Australiana debajo de la Placa del Pacífico, es el único volcán asociado con esta zona de subducción que sobresale sobre el mar. [45] [46]
La mayoría de las islas subantárticas ampliamente separadas de Nueva Zelanda son principalmente de origen volcánico, incluidas la isla Auckland , la isla Campbell/Motu Ihupuku y la isla Antípodas . [38] Estos son principalmente volcanes intraplaca del Mioceno con edades que disminuyen hacia el noreste, aunque la isla Antípodas puede haber estado activa durante los últimos 20.000 años.
También se encuentran restos más antiguos de vulcanismo en varios lugares de Nueva Zelanda. Por lo general, se formaron cuando Nueva Zelanda todavía formaba parte del supercontinente Gondwana o mientras Zealandia se estaba separando del resto de Gondwana, aunque algunos se han ubicado en su ubicación actual más recientemente. (Nueva Zelanda es la parte principal del microcontinente sumergido de Zealandia que actualmente emerge sobre el mar).
Una banda de intrusiones graníticas que cubre más de 10.000 km 2 , el batolito mediano, se extiende desde la isla Stewart / Rakiura a través de Fiordland y nuevamente a través de la costa oeste y Nelson después de la interrupción por la falla alpina . Esto se produjo hace entre 375 y 105 millones de años durante un vulcanismo relacionado con la subducción en una larga cadena montañosa a lo largo de la costa de Gondwana, algo parecido a los Andes actuales . En la costa oeste también se encuentran dos batolitos más, los batolitos Karamea-Paparoa y Hohonu.
Flujos de lava basáltica, diques y toba de erupciones de fisuras hace entre 100 y 66 millones de años, durante la separación de Zealandia de Gondwana, se encuentran en Marlborough , la costa oeste y mar adentro más al oeste. Se encuentran intrusiones ultramáficas en Marlborough y el norte de Canterbury , incluida la cumbre de Tapuae-o-Uenuku , la montaña más alta del país fuera de los Alpes del Sur . [47] Los volcanes del Monte Somers que entraron en erupción hace 100 a 80 millones de años se extienden hasta la península de Banks , pero en su mayoría están enterrados allí por vulcanismo más reciente.
Los depósitos de ignimbrita riolítica [48] y toba encontrados en Otago en Shag Point/Matakaea y en las montañas Kakanui , que originalmente databan de hace 107 a 101 millones de años [49], ahora datan ambos de hace 112 ± 0,2 millones de años, por lo que probablemente provenga de un gran evento único. [50]
La meseta de Hikurangi es una meseta oceánica en la placa del Pacífico que se unió a la cresta Chatham después de haber sido parcialmente subducida debajo de ella, y ahora se está subduciendo debajo de la Isla Norte . Probablemente se formó en uno de los mayores derrames volcánicos del mundo, el gran evento Ontong Java .
Las ofiolitas , depósitos volcánicos del fondo del océano, se han incorporado al basamento continental de Nueva Zelanda en el cinturón de ofiolitas de la montaña Dun, que se encuentra en ambos extremos de la Isla Sur y en la Tierra del Norte.
