Cerro Blanco ( en español: [ˈsero ˈβlaŋko] , "Cerro Blanco") es una caldera en los Andes de la provincia de Catamarca en Argentina. Parte de la Zona Volcánica Central de los Andes, es una estructura de colapso volcánico ubicada a una altitud de 4.670 metros (15.320 pies) en una depresión. La caldera está asociada con una caldera menos definida al sur y varios domos de lava .
La caldera ha estado activa durante los últimos ocho millones de años, y las erupciones han creado varias ignimbritas . [a] Hace 73.000 años se produjo una erupción que formó la capa de ignimbrita del Campo de la Piedra Pómez. Hacia el año 2.300 ± 160 a. C., [1] la mayor erupción volcánica conocida de los Andes centrales, con un VEI -7, se produjo en Cerro Blanco, formando la caldera más reciente, así como gruesas capas de ignimbrita. En ese momento se produjeron unas erupciones de unos 170 kilómetros cúbicos (41 millas cúbicas) de tefra [b] . El volcán ha estado inactivo desde entonces con cierta deformación y actividad geotérmica. Una futura erupción importante pondría en riesgo a las comunidades cercanas al sur.
El volcán también es conocido por las gigantescas marcas onduladas que se han formado en sus campos de ignimbrita. La acción persistente del viento sobre el suelo ha movido la grava y la arena, formando estructuras con forma de onda. Estas marcas onduladas tienen alturas de hasta 2,3 metros (7 pies 7 pulgadas) y están separadas por distancias de hasta 43 metros (141 pies). Estas marcas onduladas se encuentran entre las más grandes de la Tierra y los geólogos las han comparado con las marcas onduladas marcianas .
El volcán se encuentra en el margen sur de la Puna argentina , [c] [5] en el límite entre el Departamento de Antofagasta de la Sierra y el Departamento de Tinogasta [6] en la Provincia de Catamarca de Argentina. [7] Los senderos recorren el área, [8] y hay operaciones mineras abandonadas. [9] La Ruta Provincial 34 (Catamarca) entre Fiambalá y Antofagasta de la Sierra pasa por Cerro Blanco. [10] El volcán a veces se conoce como Cerro Blanco, que significa "colina blanca" en español, y a veces como Robledo; [11] el Instituto Smithsonian usa este último nombre. [12]
Cerro Blanco se encuentra a una altitud de 3.500–4.700 metros (11.500–15.400 pies) y consta de cuatro calderas anidadas [13] con bordes discontinuos, [14] depósitos de precipitación, domos de lava [15] y depósitos piroclásticos . [16] Las dos calderas discretas de El Niño y Pie de San Buenaventura están anidadas en la parte norte del complejo [13] y forman una depresión de 15 kilómetros (9,3 millas) de ancho; [10] A veces se hace referencia a El Niño como un escarpe . [17] Solo sus márgenes norteños son reconocibles en imágenes satelitales; sus partes sur están llenas de flujos de bloques y cenizas de las calderas del sur. Las calderas del sur son las calderas Robledo y Cerro Blanco, que forman un par con tendencia sureste-noroeste. [13] Las interpretaciones alternativas consideran las calderas Pie de San Buenaventura, Robledo y Cerro Blanco como una caldera de 13 por 10 kilómetros (8,1 mi × 6,2 mi), [18] [19] que las calderas de Robledo y Cerro Blanco son un sistema [20] o prevén la existencia de sólo tres calderas. [14]
La caldera de Cerro Blanco tiene entre 4 y 6 kilómetros (2,5 a 3,7 mi) de ancho y sus paredes tienen hasta 300 metros (980 pies) de altura. [1] [21] Están formadas por brechas de ignimbrita , ignimbritas y domos de lava cortados por los márgenes de la caldera. [22] El suelo de la caldera está cubierto casi en su totalidad por flujos de bloques y cenizas, aparte de un área donde la actividad hidrotermal ha dejado depósitos de sinter blanco . [23] Un ligero levantamiento circular en el suelo de la caldera puede ser un criptodomo . [d] [25]
La caldera tiene un contorno casi perfectamente circular con la excepción del margen suroeste [14] que está cortado por un domo de lava de 2,7 por 1,4 kilómetros (1,68 mi × 0,87 mi) de ancho. [26] Este domo también se conoce como Cerro Blanco [27] o Cerro Blanco del Robledo [1] y alcanza una altura de 4.697 metros (15.410 pies) sobre el nivel del mar. [28] Tres domos de lava adicionales rodean este domo, y un cráter de explosión se encuentra al suroeste. Al oeste de este cráter [29] hay tres domos de lava rosados [26] alineados en dirección oeste-suroeste alejándose del domo principal; [30] estos están rodeados por conos piroclásticos [29] y depresiones. [27]
Debido a la erosión, la caldera de Robledo [31] está menos definida que la caldera de Cerro Blanco. [19] Un yacimiento al sureste de la caldera de Robledo se conoce como Robledo. [32] Al sur de la caldera de Robledo se encuentra el puerto de montaña Portezuelo de Robledo , [27] la llanura de El Médano con dirección sureste [16] y el valle de Robledo. [33]
A unos 8 kilómetros (5,0 mi) al noreste de Cerro Blanco se encuentra un respiradero de 1,2 kilómetros (0,75 mi) de ancho y 20 metros (66 ft) de profundidad conocido como El Escondido [27] o El Oculto. [16] No tiene una fuerte expresión topográfica pero es visible en las imágenes satelitales como un parche semicircular de material más oscuro. [27] El análisis gravimétrico ha encontrado una serie de anomalías gravitacionales alrededor de la caldera. [34]
El terreno al noreste-este de Cerro Blanco está cubierto por sus ignimbritas y por depósitos de precipitación pliniana [35] que irradian desde las calderas. [14] Cerro Blanco se encuentra en el extremo suroeste del valle de Carachipampa, [36] una depresión volcano- tectónica flanqueada por fallas normales que se extiende hasta Carachipampa. Esta depresión parece haberse formado en respuesta a la extensión tectónica norte-sur de la Puna [37] y está cubierta por depósitos volcánicos de Cerro Blanco. [16] Estos depósitos volcánicos forman el "Campo de Pedra Pomez" [38] y se extienden 50 kilómetros (31 millas) desde el volcán. [39] Al norte, la escarpa de El Niño [40] de la caldera de El Niño [41] separa la caldera de Cerro Blanco del valle de Purulla. [40]
Otros valles son el de Purulla, al noroeste de Cerro Blanco, y el de Incahuasi, al norte; los tres contienen tanto depósitos volcánicos de Cerro Blanco como salares [36] o lagos. [42] En el valle de Incahuasi, una ignimbrita también conocida como "ignimbrita blanca" alcanza una distancia de más de 25 kilómetros (16 mi). [22] El viento ha tallado canales de 20 a 25 metros (66 a 82 pies) de profundidad en las ignimbritas. [43]
Uno de los paisajes eólicos [e] más espectaculares se encuentra en Cerro Blanco, [36] donde se producen grandes marcas de ondulaciones formadas por el viento . [8] Estas ondulaciones cubren las ignimbritas de Cerro Blanco [45] y alcanzan alturas de 2,3 metros (7 pies 7 pulgadas) y longitudes de onda de 43 metros (141 pies), lo que las convierte en las ondulaciones más grandes conocidas en la Tierra y comparables a campos de ondulaciones similares en Marte . [8] [46] La erosión impulsada por el viento de las ignimbritas [f] ha generado las ondulaciones, [49] que consisten en grava, guijarros y arena [9] y están cubiertas de grava. [50] Ondulaciones de grava más pequeñas se encuentran encima de las ondulaciones y depresiones más grandes [8] y hay formas de tamaño intermedio (0,6-0,8 metros (2 pies 0 pulgadas - 2 pies 7 pulgadas) de alto); Pueden ser precursores de las grandes ondulaciones y constituyen la mayoría de las ondulaciones en los campos. [9] Su movimiento impulsado por el viento es lo suficientemente rápido como para que los senderos abandonados cuatro años antes ya estén parcialmente cubiertos por ellas. [9]
Las marcas de ondulación cubren áreas de aproximadamente 150 kilómetros cuadrados (58 millas cuadradas) o 600 kilómetros cuadrados (230 millas cuadradas) en Carachipampa y 80 kilómetros cuadrados (31 millas cuadradas) o 127 kilómetros cuadrados (49 millas cuadradas) en el valle de Purulla [g] . Un campo de grandes ondulaciones cubre un área de 8 kilómetros cuadrados (3,1 millas cuadradas) en el valle de Purulla [8] [47] y está acompañado por yardangs ; este campo es también el lugar donde ocurren las ondulaciones más grandes. [9]
Se han propuesto varios mecanismos dependientes del viento para explicar su gran tamaño, incluyendo la presencia de vórtices, fenómenos similares a la inestabilidad de Helmholtz , ondas de gravedad atmosféricas [51] o movimiento de tipo reptante cuando fragmentos de piedra pómez y arena son levantados del suelo por el viento y caen de nuevo. [52] La última visión prevé que el terreno ondulado desencadena el desarrollo de ondulaciones a través de la acumulación de grava y arena en tales ondulaciones. [53] Su formación parece estar influenciada por si el material rocoso disponible puede ser movido por el viento [54] mientras que el papel de la estructura del lecho rocoso o el tamaño del material es controvertido. [49] [55]
El viento también ha formado demoiselles [h] y yardangs en las ignimbritas. [47] Estos se expresan particularmente bien en el área de Campo de Piedra Pómez [57] [i] al sureste del valle de Carachipampa, [59] un área de 25 por 5 kilómetros (15,5 mi × 3,1 mi) donde yardangs, hoodoos y acantilados expuestos al viento crean un paisaje majestuoso. Las estructuras alcanzan anchos de 2 a 20 metros (6 pies 7 pulgadas - 65 pies 7 pulgadas) [57] y alturas de 10 metros (33 pies) [60] y forman un conjunto similar a una matriz. [61] Tienen superficies estriadas. [60] Los yardangs parecen formarse a partir de una elevación topográfica preexistente [62] o de un respiradero fumarólico donde la roca se ha endurecido, y eventualmente se desarrollan a través de una serie de formas yardang tempranas, intermedias y tardías [63] a medida que el viento y las partículas transportadas por el viento erosionan las rocas. [64] Su disposición puede estar influenciada por la tectónica regional, la topografía preexistente y los patrones formados por los depósitos de ignimbrita. [65] Las rocas expuestas a menudo están cubiertas con barniz desértico marrón, naranja o beige [66] y, a veces, están demasiado empinadas y colapsan. [67]
Las crestas de roca madre están cortadas en las ignimbritas del valle de Incahuasi. [68] Este terreno conduce gradualmente a la superficie cubierta de megaondulaciones a través de una mayor cobertura de grava. El desarrollo de estas megaondulaciones parece haber sido influenciado por las crestas de roca madre subyacentes [69] que se mueven junto con las ondulaciones suprayacentes. Estas crestas de roca madre se forman a través de la erosión por el viento y por partículas transportadas por el viento, [70] no está claro cómo quedan expuestas luego de las ondulaciones. [71] Se conocen accidentes geográficos eólicos adicionales en la región e incluyen ventifactos y las llamadas "colas de rata eólicas"; [72] estas son pequeñas estructuras que se forman cuando los fragmentos de roca resistentes a la erosión desaceleran la erosión eólica en su sotavento , dejando así un área similar a una cola donde se erosiona menos roca. [73] Las vetas de viento se producen en grupos. [74]
El Campo de Piedra Pómez conforma el Área Natural Protegida Campo de Piedra Pómez un área protegida de la provincia de Catamarca. [75] Estuvo entre los finalistas del concurso "Siete Maravillas de Argentina" [76] pero no fue seleccionado cuando se anunciaron los resultados en 2019. [77]
Cerro Blanco está ubicado al sur del extremo sur de la cordillera de Los Colorados [78 ] y en el extremo oriental de la Cordillera de San Buenaventura . [79] La Cordillera de San Buenaventura marca el margen sur de la Puna [80] y se extiende hacia el oeste-suroeste desde Cerro Blanco hasta los volcanes San Francisco y Falso Azufre [42] y el Paso de San Francisco [38] . Marca el límite entre la subducción pronunciada al norte y la subducción menos profunda al sur. [81]
Una serie de estratovolcanes andesíticos a dacíticos con edades que van desde 1 a 6 millones de años conforman la Cordillera de San Buenaventura, [82] [83] y los volcanes basálticos cuaternarios se encuentran dispersos en la región más amplia. [16] En los alrededores de Cerro Blanco se encuentra el volcán Cueros de Purulla a 25 kilómetros (16 millas) al norte y el complejo Nevado Tres Cruces - El Solo - Ojos del Salado más al oeste. [79]
La subducción de la placa de Nazca debajo de la placa de América del Sur ocurre en la fosa de Perú-Chile a una velocidad de 6,7 centímetros por año (2,6 pulgadas/año). Es responsable del vulcanismo en los Andes, que se localiza en tres zonas volcánicas conocidas como la Zona Volcánica del Norte , la Zona Volcánica Central y la Zona Volcánica del Sur . [36] Cerro Blanco es parte de la Zona Volcánica Central Andina (ZVC), y uno de sus volcanes más australes. [7] La ZVC está escasamente habitada y la actividad volcánica reciente está escasamente registrada; [84] Lascar es el único volcán regularmente activo allí. [85]
La CVZ se extiende sobre el Altiplano-Puna [7] donde el vulcanismo calcoalcalino ha estado en curso desde el Mioceno . [79] Característico de la CVZ son los grandes campos de vulcanismo ignimbrítico y calderas asociadas , principalmente en el complejo volcánico Altiplano-Puna . En la parte sur de la CVZ tales sistemas volcánicos son generalmente pequeños y están poco estudiados. [86] Durante el Neógeno , el vulcanismo comenzó en el cinturón de Maricunga y eventualmente se desplazó a su ubicación actual en la Cordillera Occidental . [21] También tuvieron lugar procesos tectónicos, como dos fases de compresión este-oeste; la primera fue a mediados del Mioceno y la segunda comenzó hace 7 millones de años. [87]
El vulcanismo en la región de la Puna Sur se inició hace unos 8 millones de años y tuvo lugar en varias etapas, que se caracterizaron por el emplazamiento de domos de lava y de ignimbritas como las ignimbritas de Laguna Amarga -Laguna Verde de 4,0 a 3,7 millones de años de antigüedad. Algunos de los domos se encuentran cerca de la frontera con Chile en el área de Ojos del Salado y Nevado Tres Cruces. Posteriormente también hubo erupciones máficas , que generaron flujos de lava en el área de Carachipampa y Laguna de Purulla. [88] Los productos de la erupción máfica tardía y los volcanes de Cerro Blanco se clasifican geológicamente como conformando el "Supersíntemo Purulla". [89] Desde el Mioceno hasta el Plioceno, el complejo volcánico La Hoyada estuvo activo [79] al suroeste de Cerro Blanco [90] en forma de varios estratovolcanes [17] que produjeron la Cordillera de San Buenaventura; [91] luego vino un hiato de dos millones de años. [92] Cerro Blanco se encuentra sobre este complejo volcánico [79] y se encuentran afloramientos de La Hoyada en el interior [93] y alrededor de las calderas; [94] a veces se le considera parte de La Hoyada. [95] [96]
El basamento está formado por rocas metamórficas , sedimentarias y volcánicas de edad Neoproterozoica a Paleógena . [17] Las primeras están particularmente representadas al este de Cerro Blanco y se remontan en parte al Precámbrico , las últimas se encuentran principalmente al oeste y consisten en unidades volcano-sedimentarias del Ordovícico . Ambas están intruidas por granitoides y rocas máficas y ultramáficas . Los sedimentos pérmicos y las rocas paleógenas completan la geología no volcánica. [97] Las estructuras tectónicas locales [98] como los límites entre los dominios corticales [99] y las fallas con dirección noreste-suroeste podrían controlar la posición de los respiraderos volcánicos. [100] Los procesos tectónicos también pueden ser responsables de la forma elíptica de la caldera de Cerro Blanco. [19] Hay evidencia de terremotos intensos durante el Cuaternario [100] y algunas fallas como la Falla El Peñón han estado activas recientemente . [101]
La mayoría de las rocas volcánicas encontradas en Cerro Blanco son riolitas [102] [103] y definen dos conjuntos de rocas calcoalcalinas . [104] Los minerales encontrados en las rocas volcánicas incluyen biotita , feldespato , ilmenita , cuarzo magnetita , con menos frecuencia anfíbol , clinopiroxeno , ortopiroxeno y, raramente , apatita , allanita - epidota , moscovita , titanita y circón . [105 ] La alteración fumarólica en el suelo de la caldera ha producido alunita , boehmita y caolinita y ha depositado ópalo , cuarzo y sílice . [106]
Se ha estimado que las temperaturas del magma oscilan entre 600 y 820 °C (1112 y 1508 °F). Las riolitas que brotaron en Cerro Blanco parecen formarse a partir de magmas de andesita , a través de procesos como la cristalización fraccionada y la absorción de materiales de la corteza. [21] [107] Las riolitas se almacenan en una cámara de magma a unos 2,5 kilómetros (1,6 mi) de profundidad. [108]
Las temperaturas medias de la región están por debajo de los 0 °C (32 °F), pero las fluctuaciones diarias de temperatura pueden alcanzar los 30 °C (54 °F) y la insolación es intensa. [57] La vegetación de la región está clasificada como vegetación desértica alta. [57] Es frondosa y relativamente escasa, con un crecimiento vegetal más espeso en las fuentes termales [109] y en los cráteres donde hay suelos húmedos, quizás humedecidos por el vapor ascendente. [110]
La precipitación anual es inferior a 200 milímetros por año (7,9 pulgadas/año) [111] y la humedad en la región proviene de la Amazonía en el este. [112] Esta aridez es una consecuencia de la región que se encuentra dentro de la Diagonal Árida Andina , que separa el régimen de precipitación monzónica del norte del régimen de precipitación de los vientos del oeste del sur , [113] y la sombra de lluvia de los Andes, que impide que la humedad oriental llegue al área. [114] El clima de la región ha sido árido desde el Mioceno, pero las fluctuaciones en la humedad ocurrieron especialmente durante la última glaciación [4] y entre 9.000 y 5.000 años atrás, cuando el clima era más húmedo. [115] La aridez da como resultado una buena conservación de los productos volcánicos. [26]
Fuertes vientos soplan en Cerro Blanco. [47] Las velocidades promedio del viento son desconocidas [9] debido a la falta de mediciones en la región escasamente poblada [48] y hay informes contrastantes sobre extremos de velocidad del viento [68] pero se han registrado ráfagas de 20-30 metros por segundo (66-98 pies/s) en julio [49] y las velocidades del viento a principios de diciembre de 2010 superaron regularmente los 9,2 metros por segundo (33 km/h). [116] Los vientos soplan principalmente desde el noroeste, [47] y han sido estables en esa orientación durante los últimos 2 millones de años. Esto favoreció el desarrollo de extensas formas eólicas [117] aunque los vientos que vienen de otras direcciones también juegan un papel. [118] Los vientos térmicos son generados por el calentamiento diferencial de las superficies en la región, [119] y los vientos diurnos están controlados por el ciclo día-noche. [120] Los vientos levantan material piroclástico, generando tormentas de polvo [36] que eliminan el polvo y la arena de la zona. Parte del polvo se transporta a la Pampa , donde forma depósitos de loess , [8] y la deposición de polvo en Cerro Blanco puede oscurecer rápidamente las huellas de los vehículos. [121] Se han observado remolinos de polvo . [122]
El sistema volcánico de Cerro Blanco ha estado activo durante el Pleistoceno y el Holoceno . [123] La formación rocosa volcánica más antigua [j] relacionada con Cerro Blanco es la denominada "Cortaderas Synthem" de más de 750.000 años de antigüedad. Sus afloramientos se limitan al área de la Laguna Carachipampa. Consiste en dos ignimbritas, la Ignimbrita de Barranca Blanca y la Ignimbrita de Carachi, que entraron en erupción con mucho tiempo de diferencia. La primera es una ignimbrita masiva, blanca y sin soldar, la segunda es masiva, de color rosa y débilmente soldada. Contienen piedra pómez y fragmentos de roca extraña [101] y consisten en riodacita a diferencia de las unidades posteriores. [83] Estas ignimbritas, cuya relación cronológica entre sí es desconocida, probablemente se produjeron por "ebullición" de un respiradero volcánico en lugar de por una columna de erupción. [126] Se desconoce su respiradero de origen exacto. [83]
La ignimbrita Campo de la Piedra Pómez [k] cubre un área de unos 250 kilómetros cuadrados (97 millas cuadradas) al norte de Cerro Blanco y tiene un volumen de unos 17 kilómetros cúbicos (4,1 millas cúbicas). Se emplazó en dos unidades con poco tiempo de diferencia entre sí. Ambas contienen piedra pómez y fragmentos de roca de campo, similar al Sintema Cortaderas. Las fechas radiométricas obtenidas más confiables para esta ignimbrita indican una edad de 73.000 años; [128] las estimaciones previas de su edad fueron de 560.000 ± 110.000 y 440.000 ± 10.000 años antes del presente. [102] La edad de 73.000 se considera más confiable [129] pero en 2022 se propuso una edad de 54.600 ± 600 años para esta erupción. [130] La erupción alcanzó el nivel 6 en el Índice de Explosividad Volcánica [131] y también se conoce como la ignimbrita del primer ciclo. [132] La erupción ha sido descrita como el colapso de caldera más grande en Cerro Blanco [91] pero no se ha encontrado el respiradero fuente de esta erupción, y no hay acuerdo sobre si la Caldera de Robledo es la fuente. La depresión volcano-tectónica al noreste de Cerro Blanco [37] o los escarpes de Pie de San Buenaventura y El Niño se han propuesto como fuente. [95] [96] Al igual que con el Sintema Cortaderas, esta ignimbrita fue producida por un respiradero de ebullición y los flujos piroclásticos [l] carecieron de la intensidad para anular la topografía local. Es posible que la erupción procediera en dos fases, con una revigorización magmática del sistema entre las dos. [100] Después de que la ignimbrita se enfrió y solidificó, se formaron grietas en las rocas que luego fueron erosionadas por el viento. [128] La ignimbrita Campo de la Piedra Pómez aflora principalmente en los lados sureste y noroeste del valle de Carachipampa, ya que entre estos dos afloramientos fue sepultada por la ignimbrita posterior de Cerro Blanco; otros afloramientos se encuentran en los valles de Incahuasi y Purulla. [133] Las calderas Robledo y Pie de San Buenaventura se formaron durante la actividad temprana. [31] [134]
Un depósito de tefra de 22.700–20.900 años de antigüedad en un lago del noroeste de Argentina ha sido atribuido a Cerro Blanco. [135] El volcán parece haber entrado en erupción repetidamente durante el Holoceno. [115] [136] Se produjeron erupciones explosivas entre 8.830 ± 60 y 5.480 ± 40 años antes del presente y depositaron tefra [137] e ignimbritas al sur de Cerro Blanco. [138] Dos depósitos de tefra en el valle Calchaquí han sido atribuidos a Cerro Blanco; uno de ellos probablemente está vinculado a la erupción de hace 4,2 ka. [139] Los gases de óxido de azufre de la actividad reciente en Cerro Blanco pueden haber degradado las pinturas rupestres en la cueva de Salamanca, 70 kilómetros (43 mi) al sur del volcán. [140]
Hace aproximadamente 4.200 años se produjo una gran erupción. Los depósitos de flujo de bloques y cenizas (clasificados como "CB 1 " [m] ) encontrados alrededor de la caldera se han interpretado como un indicio de que se formó un domo de lava antes del colapso de la caldera en Cerro Blanco, aunque no está claro en qué medida esta erupción es anterior a la erupción principal. [142] Los depósitos de este episodio de formación de domos de lava consisten en bloques que a veces superan los tamaños de 1 metro (3 pies 3 pulgadas) incrustados dentro de cenizas y lapilli. [143]
Se abrió un respiradero, presumiblemente en el lado suroeste de la futura caldera, y generó una columna de erupción de 27 km (17 mi) de altura . [142] También es posible que se hayan abierto respiraderos de fisuras . [144] Después de una fase inicial inestable durante la cual cayeron capas alternas de lapilli y ceniza volcánica (unidad "CB 2 1") [142] y cubrieron la topografía anterior, [143] una columna más estable depositó capas de tefra riolítica más gruesas (unidad "CB 2 2"). [142] En este momento, se produjo un cambio en la composición de la roca, quizás debido a que entró nuevo magma en la cámara de magma . [23]
Las condiciones ventosas dispersaron la mayor parte de la tefra hacia el este-sureste, [141] cubriendo una superficie de aproximadamente 500.000 kilómetros cuadrados (190.000 millas cuadradas) con aproximadamente 170 kilómetros cúbicos (41 millas cúbicas) de tefra. [145] El espesor de la tefra disminuye [n] hacia el este alejándose de Cerro Blanco [146] y alcanza un espesor de aproximadamente 20 centímetros (7,9 pulgadas) [143] a 370 kilómetros (230 millas) de Cerro Blanco en Santiago del Estero . [105] Los depósitos de tefra en el área de los Valles Calchaquíes y Tafí del Valle se conocen como ceniza del Holoceno medio, ceniza C, ceniza de Buey Muerto y capa de ceniza V1, [147] y se han encontrado al noreste de Antofagasta de la Sierra. [148] La tefra de la erupción de hace 4,2 ka se ha utilizado como un marcador cronológico en la región. [149] Los modelos sugieren que la tefra podría haber llegado a Brasil y Paraguay más al este. [150] Cerca del respiradero, la precipitación de tefra se ubicó en la Cordillera de San Buenaventura. [151] Algunos de los depósitos de tefra cerca de la caldera han sido enterrados por sedimentos, o se ha producido un desarrollo del suelo . [143] El viento eliminó la ceniza volcánica, dejando guijarros del tamaño de bloques y lapilli que cubren la mayoría de los depósitos; en algunos lugares se han formado dunas a partir de guijarros. [152]
También se formaron flujos piroclásticos, quizás por la inestabilidad de la columna de erupción (unidad "CB 2 3"), [23] y se extendieron desde el volcán a través de los valles circundantes. Alcanzaron distancias de 35 kilómetros (22 mi) desde Cerro Blanco [153] y, si bien muchos de sus depósitos de hasta 30 metros (98 pies) de espesor están muy erosionados, hay afloramientos bien expuestos al sur del volcán en Las Papas. Consisten en fragmentos de piedra pómez de diversos tamaños incrustados en cenizas, [154] así como roca desgarrada e incrustada en los flujos. [147] En el sur, los flujos piroclásticos que descendían por los valles desbordaron parcialmente sus márgenes para inundar los valles adyacentes [155] y alcanzaron el Bolsón de Fiambalá . [156] Las ignimbritas que fluían hacia el noroeste y el noreste generaron abanicos de ignimbrita en los valles de Purulla y Carachipampa, respectivamente. [45]
Los depósitos de este evento también son conocidos como Ignimbrita de Cerro Blanco, como Ignimbrita del segundo ciclo o Ignimbrita de El Médano o Purulla. [152] Anteriormente se les había dado una antigüedad de 12.000 y 22.000 años, respectivamente, y estaban relacionados con las calderas de Cerro Blanco y (potencialmente) Robledo. [15] Se considera que Cerro Blanco es la caldera más joven de los Andes Centrales. [12]
Con un volumen de 110 kilómetros cúbicos (26 millas cúbicas) de tefra, [o] [158] la erupción de 4,2 ka ha sido clasificada tentativamente [159] como 7 en el Índice de Explosividad Volcánica, [23] haciéndola comparable a las erupciones volcánicas más grandes conocidas del Holoceno. [145] Es la erupción más grande conocida del Holoceno en los Andes Centrales [1] y de la Zona Volcánica Central, [160] más grande que la erupción del Huaynaputina de 1600 , la erupción histórica más grande de la Zona Volcánica Central. [145] La mayor parte del volumen erupcionado fue expulsado por la columna eruptiva, mientras que solo alrededor de 8,5 kilómetros cúbicos (2,0 millas cúbicas) terminaron en flujos piroclásticos. [137] El colapso de la caldera ocurrió durante el curso de la erupción, generando la caldera de Cerro Blanco, inusualmente pequeña (para el tamaño de la erupción) [161] a través de un colapso probablemente irregular. [162]
Algunos autores han postulado que las erupciones de Cerro Blanco a mediados del Holoceno impactaron a las comunidades humanas de la región. [86] Los depósitos de tefra en el sitio arqueológico del Período Formativo de Palo Blanco en el Bolsón de Fimabalá se han atribuido a Cerro Blanco, [4] al igual que una capa de tefra en un sitio arqueológico cercano a Antofagasta de la Sierra. [142] En la Cueva Abra del Toro en el noreste de la provincia de Catamarca, [163] los roedores desaparecieron después de la erupción y hubo un cambio en la actividad humana. [164] Las erupciones de Cerro Blanco pueden, junto con una mayor actividad sísmica local , ser responsables de la baja densidad poblacional de la región de Fiambalá, el valle de Chaschuil y el oeste del Departamento de Tinogasta durante el período Arcaico entre 10.000 y 3.000 años atrás. [165] El evento climático de 4,2 kiloaños ocurrió al mismo tiempo; puede estar relacionado de alguna manera con la erupción de Cerro Blanco. [166]
Después de la erupción que formó la caldera, nuevas erupciones efusivas generaron los domos de lava al suroeste y en el margen de la caldera de Cerro Blanco [26] y ocurrió actividad freática / freatomagmática . [83] La topografía actual de Cerro Blanco está formada por los depósitos de esta etapa, [152] cuya actividad fue influenciada por sistemas de fallas que se cruzan [15] incluyendo una falla con dirección noreste-suroeste que controla la posición de los domos de lava en el exterior y los respiraderos fumarólicos dentro de la caldera. [167]
No está claro cuánto tiempo después de la erupción de hace 4,2 ka ocurrió esta actividad, pero se ha agrupado como la unidad "CB 3 " (los domos se clasifican como "CB 3 1"). Esta actividad también generó depósitos de bloques y cenizas (unidad "CB 3 2") en el suelo de la caldera. [23] Los domos son de composición riolítica, los depósitos de bloques y cenizas consisten en cenizas y lapilli [26] y parecen haberse formado cuando los domos colapsaron. [147] A medida que los domos de lava crecen, tienden a volverse inestables a medida que aumenta su extensión vertical hasta que colapsan. Además, parecen haber ocurrido explosiones generadas internamente en Cerro Blanco a medida que los domos de lava crecían y, a veces, los destruyeron por completo. [168]
No se han observado ni registrado erupciones históricas en Cerro Blanco, [ 86] pero varios indicadores implican que aún está activo. [170] En 2007-2009, se registraron enjambres sísmicos a menos de 15 kilómetros (9,3 millas) de profundidad. [86]
La actividad geotérmica ocurre en Cerro Blanco y se manifiesta en el fondo de la caldera a través de suelo caliente, fumarolas , [106] desgasificación difusa de CO2, [171] y, según se informa, fuentes termales [23] y volcanes de lodo ; [20] pueden haber ocurrido erupciones freáticas en el pasado. [171] Las fumarolas liberan principalmente dióxido de carbono y vapor de agua con cantidades más pequeñas de hidrógeno , sulfuro de hidrógeno y metano ; [172] alcanzan temperaturas de 93,7 °C (200,7 °F) mientras que se han reportado temperaturas de 92 °C (198 °F) para el suelo caliente. La intensa actividad hidrotermal pasada parece haber emplazado material silícico [q] de hasta 40 centímetros (16 pulgadas) de espesor, [106] y se produjeron explosiones de vapor dentro de la caldera. [110] También se encuentran fumarolas activas y conos de arcilla formados por la actividad fumarólica en el cráter freático. [173] El sistema geotérmico parece consistir en un acuífero alojado dentro de rocas prevolcánicas y calentado por una cámara de magma desde abajo, con las ignimbritas de Cerro Blanco actuando como un sello efectivo. [172] En apoyo de la efectividad del sello, las emisiones totales de dióxido de carbono superan los 180 kilogramos por día (2,1 g/s) pero son considerablemente más bajas que en otros sistemas geotérmicos activos de los Andes. [174] Se ha prospectado para la posible generación de energía geotérmica . [175] [176]
Un segundo campo geotérmico relacionado con Cerro Blanco se localiza al sur del volcán y es conocido como Los Hornitos [16] o Terma Los Hornos, [113] en el área de los arroyos Los Hornos y Las Vizcachas. [177] Está ubicado en un barranco y consta de tres grupos de pozas burbujeantes, aguas termales, domos de travertino de hasta 2 metros (6 pies 7 pulgadas) de altura que descargan agua y conos de géiseres extintos; [106] estos conos dan el nombre al campo y algunos de ellos estuvieron activos hasta el año 2000. [113] Las temperaturas del agua varían entre 32 y 67,4 °C (89,6 y 153,3 °F), [106] los respiraderos están poblados por organismos extremófilos . [178] Los manantiales depositan travertino, [r] [113] formando cascadas, presas, pozas y terrazas de tamaño variable, [178] así como guijarros . [180] También se encuentran depósitos fósiles de travertino que forman una meseta de roca carbonatada [181] generada por aguas que se elevan desde una fisura. [182] El sistema Los Hornos ha sido interpretado como una fuga del sistema geotérmico de Cerro Blanco, [183] y los sistemas de fallas con dirección suroeste podrían conectarlo con el sistema magmático de Cerro Blanco. [184]
Se ha observado un hundimiento a una tasa de 1 a 3 centímetros por año (0,39 a 1,18 pulgadas por año) en la caldera desde 1992 [23] en imágenes InSAR . Originalmente se creía que la tasa de hundimiento había disminuido de más de 2,5 centímetros por año (0,98 pulgadas/año) entre 1992 y 1997 a menos de 1,8 centímetros por año (0,71 pulgadas/año) entre 1996 y 2000 [185] y cesó después de 2000. [22] Mediciones posteriores encontraron que la tasa de hundimiento en cambio había sido constante entre 1992 y 2011 con 1 centímetro por año (0,39 pulgadas/año), pero con una fase más rápida entre 1992 y 1997 [186] y una fase más lenta entre 2014 y 2020 de 0,7 centímetros por año (0,28 pulgadas/año), [187] y la ubicación en la que se centra el hundimiento ha cambiado con el tiempo. [188] El hundimiento ocurre a una profundidad de 9 a 14 kilómetros (5,6 a 8,7 millas) [189] y se ha relacionado con un sistema magmático en enfriamiento, cambios en el sistema hidrotermal [15] [187] o con el hundimiento que siguió a la erupción de hace 4,2 ka y que todavía está en curso. [85] También se ha identificado un levantamiento en el área que rodea la caldera. [190]
El Servicio Geológico y Minero Argentino ha clasificado a Cerro Blanco en el octavo lugar de su escala de volcanes peligrosos de Argentina. [36] Los sistemas de calderas riolíticas como Cerro Blanco pueden producir grandes erupciones separadas por intervalos de tiempo cortos. La actividad futura podría implicar un "desbordamiento" de flujos piroclásticos o erupciones plinianas. Dado que la región está escasamente habitada, los efectos primarios de una nueva erupción en Cerro Blanco provendrían de la columna eruptiva, que podría propagar tefra hacia el este e impactar el tráfico aéreo allí. Además, los flujos piroclásticos podrían, a través de valles estrechos, llegar al valle del Bolsón de Fiambalá, a 50 kilómetros (31 millas) al sur de Cerro Blanco, donde vive mucha gente. [170]
La investigación en la región comenzó en el siglo XIX y se concentró principalmente en la minería. [80] Cerro Blanco recibió la atención de los científicos después de que imágenes satelitales a principios del siglo XXI observaran la deflación de la caldera. [5] Se han identificado varias capas de tefra del Holoceno en la región, pero vincularlas a erupciones específicas ha sido difícil [3] hasta 2008-2010, cuando algunas de ellas se vincularon al respiradero de Cerro Blanco. [79] El interés científico aumentó en la década de 2010 debido al descubrimiento de la gran erupción de 4,2 ka. [36]
