Erupción de ignimbrita campania

• El Primer Periodo , que incluye la erupción de la ignimbrita campaniense, fue la era más decisiva en la historia geológica de los Campos Flégreos. Comenzó  hace más de 40 000 años con la formación de la caldera externa, y posteriormente se produjeron colapsos de la caldera y actividad volcánica repetida dentro de un área limitada. ^{[ 16 ]}
• Durante el Segundo Periodo , la erupción menor de Toba Amarilla Napolitana (Toba Amarilla Napolitana o NYT) tuvo lugar  hace unos 15.000 años.
• Las erupciones del Tercer Período ocurrieron durante tres intervalos entre 15.000 y 9.500  años atrás, 8.600-8.200  años atrás y de 4.800 a 3.800  años atrás. ^{[ 17 ]}

La cámara magmática de la estructura permanece activa, ya que aparentemente hay solfataras , fuentes termales, emisiones de gas y ocurren frecuentes episodios de deformación del terreno a gran escala, tanto de elevación como de hundimiento ( bradisismo ). ^{[ 18 ] [ 19 ]}

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

La naturaleza volcánica de la región se conoce desde la Antigüedad , y ha sido 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 servían como acueductos y cisternas para la recolección de agua de lluvia. ^{[ 21 ]}

En 2016, vulcanólogos italianos anunciaron planes para perforar una sonda de 3 km (1,9 millas) 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 millas) para extraer muestras de roca e instalar equipos sísmicos. El proyecto se suspendió en 2010 debido a problemas de seguridad. ^{[ 22 ]}    

La distribución de la caída pliniana basal sugiere fuertemente que el inicio de la erupción ocurrió en el sector noreste de los Campos Flégreos. ^{[ 26 ]} Esta fase es alimentada por el magma traquítico más superior y evolucionado 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 primero alcanzó una altura de columna de 29 km (18 mi) y luego un pico de 39 km (24 mi) , y durante la última etapa, la parte superior de la pluma disminuyó a 26 ^km (16 mi) . Toda la erupción pliniana 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 1400 km (870 mi) y entre 130 km (81 mi) y 900 km (560 mi) constituye entre el 35 y el 45 % del depósito Y-5. ^{[ 25 ]}      

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 1000 metros de altura (3300 pies) , extinguiendo toda la vida en 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 pumita gruesa y la Unidad de flujo de pumita inferior. Colectivamente, estas tres unidades constituyen la mayor parte de la erupción CI. ^{[ 28 ]} Las dispersiones de ceniza co-ignimbrítica Y-5 al sureste y noreste dentro de 1000 km (620 mi) de Campi Flegrei están asociadas con estas primeras cuatro unidades de corrientes de densidad piroclástica. ^{[ 33 ]}  

Después de la erupción de las primeras cuatro unidades, la mayor parte del magma 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/Salpicadura y la Unidad de Flujo de Pómez Superior. El magma provenía de las porciones 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 > 1500 km (930 mi) estuvo asociada con esta etapa. ^{[ 33 ]}  

Los cálculos del espesor y área expuestos e inferidos de las corrientes de densidad piroclástica arrojan un volumen total de ignimbrita de ^60–83 km³ ( 14–20 mi³ ) de magma. En consecuencia, el volumen DRE de ceniza co-ignimbrítica basado en ^{el método} de pérdida vítrea cae en el rango de 116–155 km³ ⁽ 28–37 mi³ ⁾ DRE. El volumen total de magma expulsado durante esta fase asciende ^a 179–243 km³ ⁽ 43–58 mi³ ⁾ . ^{[ 1} ]      

La simulación numérica obtuvo una estimación más baja de 62 km³ (15 mi³ ^{) de DRE para} la ceniza de coignimbrita. ^{[ 9 ]}  

En climatoestratigrafía, la erupción del CI ocurrió cerca del inicio de un estadio frío de escala milenaria que abarcó el HE-4. Francesco G. Fedele y su equipo postularon que el invierno volcánico de la erupción del CI desencadenó el HE-4, que vio caer la temperatura superficial del mar en verano entre 3 y 6  °C a lo largo del margen ibérico y en 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 del HE-4 en 700-800 años. ^{[ 36 ] [ 37 ]}

Los estudios petrológicos muestran que el magma de la erupción de 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 estratosféricos . ^{[ 35 ] [ 38 ] [ 39 ] [ 40 ]} Las simulaciones de la erupción de CI realizadas por el Modelo Comunitario del Sistema Terrestre 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 núcleos de hielo polares, pero estos intentos han resultado infructuosos. ^{[ 41 ] [ 42 ] [ 43 ] [ 44 ]} Varios picos de sulfato grandes 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 ]}

Algunos plantearon la hipótesis de que podría 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, permitiendo 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 (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 ha sido recalibrado a40 700 ± 200 años AP, por lo tanto, anterior a la erupción de CI. ^{[ 50 ]}

En muchos yacimientos arqueológicos europeos, los complejos tecnológicos de transición Uluzziense y Proto-Auriñaciense entre el Paleolítico Medio y el Superior están directamente cubiertos por la tefra CI. ^{[ 51 ] [ 52 ]} La datación por radiocarbono de las capas Proto-Auriñaciense o Uluzziense arrojó edades estadísticamente indistinguibles o apenas mayores que la edad de radiocarbono de la erupción CI. ^{[ 7 ]} Basándose únicamente en las secuencias estratigráficas, la erupción CI pareció sincrónica con el final de las culturas Proto-Auriñaciense y Uluzziense, y el surgimiento de la adaptación Auriñaciense Temprana 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 posterior revolución Auriñaciense Temprana. ^{[ 7 ]} Sin embargo, cuando se tienen en cuenta las curvas de probabilidad de transición de límites, la cultura Auriñaciense temprana surgió en algunas regiones de Europa antes de la erupción del CI, lo que excluye que la erupción del CI sea la instigadora del Auriñaciense temprano. ^{[ 52 ] [ 54 ]}