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Erupción de ignimbrita del Campaniano

La erupción de las ignimbritas de Campania (CI, también erupción CI) fue una importante erupción volcánica en el Mediterráneo durante el Cuaternario tardío , clasificada como 7 en el Índice de explosividad volcánica (VEI). [1] [2] El evento ha sido atribuido al volcán Archiflegreo, la caldera de 12 por 15 kilómetros de ancho (7,5 mi × 9,3 mi) de los Campos Flégreos , ubicada a 20 km (12 mi) al oeste del Monte Vesubio bajo las afueras occidentales de la ciudad de Nápoles y el Golfo de Pozzuoli , Italia. [3] Es el evento volcánico explosivo más grande en Europa en los últimos 200.000 años, [4] y la erupción más grande de la caldera de Campi Fleigrei . [1]

Las estimaciones de la fecha y magnitud de las erupciones, y la cantidad de material expulsado han variado considerablemente durante los varios siglos que se ha estudiado el sitio. Esto se aplica a los eventos volcánicos más importantes que se originaron en la llanura de Campania , ya que es una de las estructuras volcánicas más complejas del mundo. Sin embargo, la investigación continua, los métodos avanzados y la acumulación de datos vulcanológicos, geocronológicos y geoquímicos han mejorado la precisión de las fechas. [5]

Los resultados más recientes de la datación por radiocarbono y argón-argón son, respectivamente, de 39 220 a 39 705 años calendario AP [6] y39 850 ± 140 años AP. [7] El volumen eruptivo estimado en equivalente de roca densa (DRE) está en el rango de 181–265 km 3 (43–64 mi3), [1] y la tefra se ha dispersado sobre un área de alrededor de 3 000 000 km 2 (1 200 000 mi2), comúnmente conocida como el horizonte de cenizas Y-5. [8] [9] La precisión de estos números es importante para los geólogos marinos, climatólogos, paleontólogos, paleoantropólogos e investigadores de campos relacionados, ya que el evento coincide con una serie de fenómenos globales y locales, como discontinuidades generalizadas en secuencias arqueológicas, oscilaciones climáticas y modificaciones bioculturales. [10]

Etimología

El término Campaniano se refiere al arco volcánico Campaniano ubicado principalmente pero no exclusivamente en la región de Campania en el sur de Italia que se extiende sobre una zona de subducción creada por la convergencia de las placas africana y euroasiática . [11] No debe confundirse con el Campaniano del Cretácico Superior .

La palabra ignimbrita fue acuñada por el geólogo neozelandés Patrick Marshall a partir del latín ignis (fuego) e imber (lluvia) y -ite . Significa los depósitos que se forman como resultado de una erupción piroclástica . [12]

Fondo

Solfatara Pozzuoli

La caldera de los Campos Flégreos ( en italiano : Campi Flegrei "campos ardientes" [a] ) [13] es una estructura anidada con un diámetro de alrededor de 12 km × 15 km (7,5 mi × 9,3 mi). [14] Está compuesta por la caldera de ignimbrita del Campaniano más antigua, la caldera de toba amarilla napolitana más joven y respiraderos subaéreos y submarinos ampliamente dispersos de los cuales se han originado las erupciones más recientes. Los Campos se asientan sobre un dominio extensional del Plioceno -Cuaternario con fallas, que corren de noreste a suroeste y de noroeste a sureste desde el margen del cinturón de empuje de los Apeninos . La secuencia de deformación se ha subdividido en tres períodos. [15]

Periodos Flegreos

La cámara de magma de la estructura permanece activa ya que aparentemente hay solfataras , fuentes termales, emisiones de gases y ocurren frecuentes episodios de deformación del suelo a gran escala por elevación y descenso ( bradysismo ). [18] [19]

En 2008 se descubrió que los Campos Flégreos y el Monte Vesubio tienen una cámara de magma común a una profundidad de 10 km (6,2 mi). [20]

La naturaleza volcánica de la región ha sido reconocida desde la Antigüedad , investigada y estudiada durante muchos siglos. La investigación científica metódica comenzó a finales del siglo XIX. La piedra de toba amarilla fue extraída extensamente durante siglos, lo que dejó grandes cavidades subterráneas que sirvieron como acueductos y cisternas para la recolección de agua de lluvia. [21]

En 2016, los vulcanólogos italianos anunciaron sus planes de perforar una sonda de 3 km (1,9 mi) de profundidad en los Campos Flégreos varios años después del Proyecto de Perforación Profunda de Campi Flegrei de 2008 , que tenía como objetivo perforar un pozo diagonal de 3,5 km (2,2 mi) para extraer muestras de rocas e instalar equipo sísmico. El proyecto se suspendió en 2010 debido a problemas de seguridad. [22]

Secuencia eruptiva

Diagrama de una erupción pliniana . (clave: 1.  Columna de ceniza ; 2.  Conducto de magma ; 3.  Lluvia de ceniza volcánica ; 4. Capas de lava y ceniza ; 5.  Estrato ; 6.  Cámara de magma )

La erupción del CI ha sido interpretada como la mayor erupción volcánica de los últimos 200.000 años en Europa. [23] La erupción comenzó con una intensa fase pliniana, sucedida por una secuencia de voluminosas corrientes de densidad piroclástica con penachos de co-ignimbrita. [9] [24] Ambas fases generaron altas columnas eruptivas, que culminaron en la deposición generalizada de la capa Y-5. [8] [24] [25]

Fase pliniana

La distribución de la precipitación pliniana basal sugiere firmemente que el inicio de la erupción se produjo en el sector noreste de Campi Flegrei. [26] Esta fase está alimentada por el magma traquítico más evolucionado y superior de la cámara. [27] [28]

Un intento detallado de reconstruir esta fase mediante mediciones directas de campo reconoció la evolución de la columna pliniana a través de cinco unidades de depósitos de caída. La erupción alcanzó primero una altura de columna de 29 km (18 mi) y luego alcanzó un pico de 39 km (24 mi), y durante la última etapa, la parte superior de la columna disminuyó a 26 km (16 mi). La erupción pliniana completa duró aproximadamente 20 horas y emitió 7,8 km3 ( 1,9 mi3) de magma. [26] Otro intento de reconstrucción mediante simulación numérica muestra un proceso pliniano diferente. La columna eruptiva se elevó a 44 km (27 mi), y toda la fase se completó en 4 horas con un volumen de magma de 23 km3 ( 5,5 mi3). [9]

La tefra pliniana está presente en depósitos a distancias de al menos 1.400 km (870 mi) y entre 130 km (81 mi) y 900 km (560 mi) constituye el 35-45% del depósito Y-5. [25]

Fase de ignimbrita

La fase pliniana fue seguida por seis unidades principales de impresionantes corrientes de densidad piroclástica que se extendieron sobre un área de 30.000 km2 ( 12.000 millas cuadradas) y lograron superar crestas montañosas de hasta 1.000 metros de altura (3.300 pies), extinguiendo toda la vida dentro de un radio de aproximadamente 100 km (62 millas). [29] [27] [28] [30] [31]

El colapso de la columna pliniana debido a un aumento de la tasa de erupción masiva produjo la primera unidad de ignimbrita, el flujo de ceniza estratificada no consolidada. [32] [28] Posteriormente, la erupción avanza hacia la etapa climática, generando tres unidades de ignimbrita, a saber, la voluminosa ignimbrita gris soldada, el flujo de piedra pómez gruesa y la unidad de flujo de piedra pómez inferior. En conjunto, estas tres unidades constituyen la mayor parte de la erupción CI. [28] Las dispersiones de ceniza de co-ignimbrita Y-5 al sureste y noreste dentro de los 1000 km (620 mi) de Campi Flegrei están asociadas con estas primeras cuatro unidades de corrientes de densidad piroclástica. [33]

Ignimbrita

Después de la erupción de las primeras cuatro unidades, la mayor parte del magma de CI había sido expulsado, lo que resultó en el colapso de la caldera. El colapso desencadenó una nueva fase de erupción de la Unidad de Brecha/Salpicaduras y la Unidad de Flujo de Pómez Superior. El magma se originó en las partes más bajas y menos evolucionadas de la cámara. Estas dos unidades representaron la última etapa de la erupción y solo se emplazaron como depósitos muy proximales a lo largo del borde de la caldera. [27] [28] La mayor parte de la dispersión ultradistal > 1.500 km (930 mi) estuvo asociada con esta etapa. [33]

Los cálculos del espesor y área expuesta e inferida de las corrientes de densidad piroclástica arrojan un volumen total de ignimbrita de 60 a 83 km 3 (14 a 20 mi3) de magma. En consecuencia, el volumen DRE de ceniza de coignimbrita basado en el método de pérdida vítrica se encuentra en el rango de 116 a 155 km 3 (28 a 37 mi3) DRE. El volumen total de magma expulsado durante esta fase asciende a 179 a 243 km 3 (43 a 58 mi3). [1]

La simulación numérica obtuvo una estimación más baja de 62 km3 ( 15 mi3) DRE para cenizas de coignimbrita. [9]

Impacto global

Gráfico de la dispersión de los depósitos durante la erupción.

Se ha determinado que la edad Ar/Ar de la erupción del CI es39 850 ± 140 años BP. [7] La ​​edad de 14 C de la madera carbonizada incrustada en Ignimbrita Gris Soldada ha sido calibrada a 39,220—39,705 años BP. [6] [7] Las dos edades de la erupción CI difieren en una escala de siglos, lo que sugiere que las incertidumbres de datación de Ar/Ar o 14 C están subestimadas. [6] No obstante, la proximidad temporal de la erupción CI, la transición del Paleolítico Medio al Superior , la desaparición de los neandertales y el inicio del evento Heinrich 4 (HE-4) atrajeron considerable atención académica. [7] [31] [34] [35]

Relación con el evento Heinrich 4

En climatoestratigrafía, la erupción del CI se produjo cerca del inicio de un estadio frío de escala milenaria que comprendía HE-4. Francesco G. Fedele y su equipo postularon que el invierno volcánico de la erupción del CI desencadenó HE-4, que provocó un desplome de la temperatura superficial del mar en verano de 3 a 6 °C a lo largo del margen ibérico y de 5 °C en el Mediterráneo más occidental. [35] Sin embargo, esta conexión ha sido refutada por registros paleoclimáticos de alta resolución, que indican claramente que la capa Y-5 es posterior al inicio de HE-4 en 700 a 800 años. [36] [37]

Hipótesis del invierno volcánico

Los estudios petrológicos muestran que el magma de la erupción del CI contenía entre 50 y 250 millones de toneladas de dióxido de azufre y se espera que haya causado un invierno volcánico severo sobre el clima ya frío de HE-4 al inyectar aerosoles de azufre estratosférico . [35] [38] [39] [40] Las simulaciones de la erupción del CI realizadas por el Modelo del Sistema Terrestre Comunitario encuentran que las anomalías de temperatura en Europa Occidental alcanzan de -2 °C a -4 °C durante el año posterior a la erupción, y el enfriamiento máximo y la deposición ácida duraron de uno a dos años. [40]

Para evaluar el invierno volcánico utilizando indicadores climáticos, se ha invertido un esfuerzo significativo en detectar directamente la señal de sulfato de la erupción del CI en los núcleos de hielo polar, pero estos intentos han resultado infructuosos. [41] [42] [43] [44] Varios picos grandes de sulfato que ocurren cerca del inicio de HE-4 se han atribuido tentativamente a la erupción del CI, pero se requiere un hallazgo de tefra bien caracterizado en los núcleos de hielo para asegurar que el pico de sulfato esté realmente asociado con el CI. [44] [45] [46]

Relación con la desaparición de los neandertales

Algunos plantearon la hipótesis de que puede existir una conexión entre la erupción del CI y la desaparición de los neandertales en Europa. Se sugiere que la erupción del CI desencadenó una revolución biocultural, que permitió a los humanos modernos superar a los neandertales. [35] [47] Esto ha sido rechazado con base en evidencia estratigráfica de que la transición cultural del Musteriense al Uluzziense o Proto- Auriñaciense (lo que indica el reemplazo de los neandertales por humanos modernos en arqueología) comenzó debajo de la tefra del CI. [48] [49] En 2021, el momento de la extinción de los neandertales también se ha recalibrado para40 700 ± 200 años AP, por lo que es anterior a la erupción del CI. [50]

Relación con la transición del Paleolítico Medio al Superior

En muchos yacimientos arqueológicos europeos, los tecnocomplejos de transición entre el Paleolítico Medio y Superior, Uluzziense y Protoauriñaciense, están directamente cubiertos por la tefra CI. [51] [52] La datación por radiocarbono de las capas Protoauriñaciense o Uluzziense arrojó edades estadísticamente indistinguibles o apenas más antiguas que la edad de radiocarbono de la erupción CI. [7] Basándose únicamente en secuencias estratigráficas, la erupción CI pareció sincrónica con el final de las culturas Protoauriñaciense y Uluzziense, y el surgimiento de la adaptación Auriñaciense Temprano apareció inmediatamente después de la erupción. [51] [52] [53] Esto se ha interpretado como una indicación de que el impacto de la erupción CI condujo al final abrupto de las tradiciones líticas pre-CI y desencadenó la siguiente revolución Auriñaciense Temprana. [7] Sin embargo, cuando se tienen en cuenta las curvas de probabilidad de transición de límites, la cultura Auriñaciense Temprano surgió en algunas regiones de Europa antes de la erupción del CI, lo que impide que la erupción del CI sea la instigadora del Auriñaciense Temprano. [52] [54]

Véase también

Notas al pie

  1. ^ El término Campi Flegrei es una mezcla de latín y griego antiguo, lo que indica que la naturaleza volcánica de la zona era bien conocida en la antigüedad.

Referencias

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