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Zona volcánica de Coromandel

La zona volcánica de Coromandel ( CVZ ) es un arco volcánico intraplaca extinto que se extiende desde la isla Great Barrier en el norte, a través de la península de Coromandel , hasta la cordillera Kaimai en el sur. El área de transición entre esta y la más nueva y aún activa zona volcánica de Taupō ahora suele estar separada y se llama centro volcánico de Tauranga . Su actividad volcánica se asoció con la formación y el período más activo de la falla de Hauraki .

Geología

Tectónica

La zona volcánica de Coromandel es generalmente más antigua que las fallas Hauraki y Taupō , todavía activas en la actualidad . Esto tiene implicaciones, ya que la ampliación de la falla Hauraki fue más de unos 5,5 millones de años atrás, por lo que los volcanes Kiwitahi (llamados por algunos la zona volcánica Kiwitahi), [4] : 16  que ocurren al oeste de la península Coromandel y la falla Hauraki probablemente se consideren mejor como relacionados con la zona volcánica Coromandel. Por ejemplo, algunos de los volcanes son ampliamente contemporáneos en edad, composición y orientación norte-sur, con erupciones hace 16 millones de años en Stony Batter , isla Waiheke , sin embargo Stony Batter ha estado activo mucho más recientemente. [5] Por lo tanto, los procesos tectónicos involucrados en la formación de la falla Hauraki [6] y la zona volcánica Coromandel en el continente de Zealandia se han movido del norte al sur durante los últimos 20 millones de años. La zona volcánica de Coromandel incluye volcanes de arco posterior que están relacionados con estructuras de fallas históricas pero distintas, como la falla Hauraki, que se encuentra a lo largo del lado este de la zona. El lado occidental submarino de la zona volcánica de Coromandel tiene una estructura paralela a la cuenca Hauraki y llanuras también de origen Mioceno tardío /Cuaternario que se extienden hacia el norte, que se ha llamado la falla oriental de Coromandel. La formación de la falla Taupō y la antigua zona volcánica Taupō hace unos 2 millones de años puso fin a una actividad significativa en la zona volcánica de Coromandel. Sin embargo, es importante reconocer que el centro volcánico de Tauranga y su postulada caldera Omanawa en la intersección de las dos fallas, probablemente tengan relaciones con la ubicación de las calderas más recientes del noreste de la zona volcánica Taupō . Estas erupciones habrán enterrado en tierra cualquier volcán más antiguo que estuviera relacionado con el extremo sur de la zona volcánica de Coromandel. Los depósitos de tefra en alta mar sugieren el inicio de un cambio de composición, hace 4,5 millones de años, aproximadamente en la época en que la caldera Waihi estaba activa, y mucho antes del final de la actividad de la zona volcánica de Coromandel, si esto ocurrió en Bowentown. [3]

Vulcanismo

La actividad comenzó en el norte hace unos 18 millones de años, y fue principalmente andesítica en un arco volcánico intraplaca hasta hace unos 9-10 millones de años. [5] Las rocas volcánicas más antiguas en el extremo norte de la península de Coromandel son las andesitas de Port Charles que datan de hace unos 18 millones de años. Con el tiempo, el vulcanismo tendió a moverse hacia el sur a 8 mm (0,31 pulgadas)/año y hacia el este a 3 mm (0,12 pulgadas)/año. [5] Después de esta etapa se postula que se formó la Caldera Kapowai, la más grande de la zona, ubicada en el centro de la Cordillera Coromandel (picos de Table mountain, The Pinnacles, Tanehua). Esto es parte de una transición riolítica que se puede ver desde Whitianga a Whangamatā en el lado occidental de la zona, pero es notable que algunas de las riolitas del este de Whitianga son más jóvenes que algunas más al sur. [5] En el período de hace 9 a 7 millones de años se desarrolló una asociación bimodal de basalto a andesita basáltica/riolita con un colapso importante de la caldera, erupciones de ignimbrita y luego erupciones de andesita post-caldera. Esto incluyó el evento de Ignimbrita Wharepapa de la Caldera Kapowai hace unos 8 millones de años. [5] Al sur de la gran Caldera Kapowai, algunos han ubicado la Caldera Wharekawa más pequeña. Se cree que la Caldera Tunaiti, inmediatamente al sur de Whangamatā, tiene alrededor de 7 millones de años y tiene andesitas y dacitas anteriores a la caldera, y posteriormente domos y flujos de dacitas y riolita. [5] Luego, entre 6 y 5,5 millones de años, comenzaron una vez más las erupciones bimodales de basalto a andesita basáltica, así como de riolita e ignimbrita riolítica. [5] Esto formó las estructuras volcánicas alrededor de Waihi , que luego fueron importantes en los descubrimientos de metales preciosos debido a la posterior formación de depósitos minerales hidrotermales. A medida que la actividad disminuyó entre 4,7 y 4,2 millones de años atrás, se volvió completamente basáltica, siendo típicas las formaciones volcánicas de las islas Mercury orientales [5] antes de la transición a la actividad temprana en la zona volcánica de Taupō.

Parte de la actividad posterior en la zona volcánica de Coromandel y su interfaz con la zona volcánica de Taupō está oculta por eventos posteriores a gran escala. Se sospecha que continuó en el sur hasta hace al menos 2,5 millones de años, y que las riolitas de Bowentown al sur de Waihi Beach marcan la transición geográfica al centro volcánico de Tauranga . [1] Sin embargo, el análisis de la composición sugiere que las riolitas de Bowentown tienen mucho en común con las riolitas de Minden del centro volcánico de Tauranga, por lo que podrían pertenecer a este centro. [2] : 253 

La extinta dorsal submarina de Colville , que data de hace 5,4 millones de años antes del presente, forma parte de la zona volcánica de Coromandel y puede asociarse con la moderna zona volcánica de Taupō y la dorsal de Kermadec. [7] La ​​actividad geotérmica todavía está presente en la zona, [8] con aguas termales en varios lugares, incluida Hot Water Beach , en la costa este central entre Whitianga y Tairua y en los márgenes suroeste de la zona cerca de Te Aroha, donde solo hay un géiser de agua carbonatada natural en el mundo. [9] Hay depósitos minerales como el oro en los arrecifes de cuarzo asociados con procesos geotérmicos y volcánicos pasados.

Véase también

Referencias

  1. ^ ab Briggs, RM ; Houghton, BF; McWilliams, M.; Wilson, CJN (2005). "Edades 40Ar/39Ar de rocas volcánicas silícicas en el área de Tauranga-Kaimai, Nueva Zelanda: datación de la transición entre el vulcanismo en el Arco de Coromandel y la Zona Volcánica de Taupo". Revista de Geología y Geofísica de Nueva Zelanda . 48 (3): 459–469. doi : 10.1080/00288306.2005.9515126 .
  2. ^ ab Pittari, Adrian; Prentice, Marlena L.; McLeod, Oliver E.; Zadeh, Elham Yousef; Kamp, Peter JJ; Danišík, Martin; Vincent, Kirsty A. (2021). "Inicio del entorno volcánico moderno de la Isla Norte (Nueva Zelanda): patrones espacio-temporales de vulcanismo entre 3,0 y 0,9 Ma" (PDF) . Revista de Geología y Geofísica de Nueva Zelanda . 64 (2–3): 250–272. doi :10.1080/00288306.2021.1915343. S2CID  235736318.
  3. ^ ab Pank, K; Kutterolf, S; Hopkins, JL; Wang, KL; Lee, HY; Schmitt, AK (2023). "Avances en la tefrocronoestratigrafía de Nueva Zelanda utilizando sitios de perforación marinos: el Neógeno". Geoquímica, Geofísica, Geosistemas . 24 (8). e2023GC010866. doi : 10.1029/2023GC010866 .
  4. ^ Kinley, Taya (2022). Historia volcánica de los domos de riolita del Monte Misery, Centro Volcánico de Tauranga; Tesis de maestría (PDF) (Tesis). The University of Waikato . Consultado el 10 de septiembre de 2023 .
  5. ^ abcdefgh Adams, CJ; Graham, IJ; Seward, D.; Skinner, DNB (1994). "Evolución geocronológica y geoquímica del vulcanismo del Cenozoico tardío en la península de Coromandel, Nueva Zelanda". Revista neozelandesa de geología y geofísica . 37 (3): 359–379. doi : 10.1080/00288306.1994.9514626 .
  6. ^ Hochstein, Manfred P.; Ballance, Peter F. (1993). "Falsificación de Hauraki: una falla intracontinental joven y activa en un entorno de arco posterior". Cuencas sedimentarias del Pacífico Sur . 2 : 295–305.
  7. ^ Nicholson, KN; Black, PM; Hoskin, PWO; Smith, IEM (2004). "Volcanismo silícico y extensión del arco posterior relacionados con la migración del límite de placas australiano-pacífico del Cenozoico tardío". Revista de vulcanología e investigación geotérmica . 131 (3–4): 295–306. Código Bibliográfico :2004JVGR..131..295N. doi :10.1016/S0377-0273(03)00382-2.
  8. ^ Hochstein, Manfred P.; Nixon, IM (1979). "Estudio geofísico de la depresión de Hauraki, Isla Norte, Nueva Zelanda" (PDF) . Revista neozelandesa de geología y geofísica . 22 (1): 1–19. doi :10.1080/00288306.1979.10422550.
  9. ^ "Acceso al géiser Mokena". Archivado desde el original el 9 de febrero de 2013. Consultado el 5 de enero de 2012 .Sección de Mokena Hou del sitio web de MPDC
  10. ^ Hayward, B. (2008). Protección de los arcos naturales patrimoniales de Nueva Zelanda Archivado el 1 de marzo de 2012 en Wayback Machine , Boletín 145 de la Sociedad Geológica de Nueva Zelanda (marzo), 23.