Ciomadul

Con la excepción de Grecia e Italia , la actividad volcánica más reciente en Europa continental ocurrió entre 40.000 y 6.500 años atrás en Garrotxa , el Macizo Central y Vulkaneifel . ^{[ 3 ]}

El vulcanismo en la región de los Cárpatos y Panonia se ha mantenido activo desde hace 20 millones de años, pero disminuyó durante el Cuaternario . No se registraron erupciones durante el Holoceno . ^{[ 4 ]} El último vulcanismo ocurrió en Ciomadul durante la última glaciación. ^{[ 2 ]} También se ha producido vulcanismo basáltico escaso en la zona, formando campos volcánicos monogenéticos . ^{[ 5 ]}

Un arco volcánico de 700 kilómetros de longitud (430 mi) se encuentra en los Cárpatos . En su segmento sur, también conocido como la cadena Călimani (Kelemen) – Gurghiu (Görgényi) – Harghita (Hargita), ^{[ 6 ] [ 7 ] [ 8 ]} el vulcanismo migró hacia el sur entre 9 y 0,22 millones de años atrás, formando una cadena volcánica de aproximadamente 100 kilómetros de longitud (62 mi) . ^{[ 9 ]} La producción de magma disminuyó progresivamente con el tiempo, siendo los primeros volcanes grandes estratovolcanes que a veces presentaban erupciones formadoras de caldera , mientras que la actividad más reciente incluye volcanes monogenéticos ^{[ 10 ] [ 11 ]} aunque esfuerzos más precisos de datación y estimación de volumen en Ciomad han encontrado un aumento de las tasas de erupción con el tiempo. ^{[ 12 ]}  

Este vulcanismo se produce en un entorno donde tuvo lugar la colisión entre la placa euroasiática y la microplaca Tisza-Dacia, ^{[ 13 ] [ 14 ]} precedida por una etapa de subducción que involucra un océano estrecho . ^{[ 15 ]} Esto es parte de la colisión entre la placa africana y la placa euroasiática; la subducción puede seguir en curso en el área de los Cárpatos. ^{[ 16 ]} La Zona de Vrancea , que está a 50 kilómetros (31 mi) de Ciomadul, presenta actividad sísmica continua; terremotos profundos sugieren que existe un remanente de una placa debajo de la Zona de Vrancea. ^{[ 17 ]} Este entorno tectónico también puede ser responsable de la exhumación continua en los Cárpatos sudorientales, ^{[ 18 ]} vulcanismo en Ciomadul y el campo volcánico de Perșani , ^{[ 19 ]} 40 kilómetros (25 mi) al sur de Ciomad, ^{[ 20 ]} que estuvo activo simultáneamente con la actividad más antigua de Ciomadul. ^{[ 21 ]} Otras teorías sobre la actividad volcánica de Ciomadul implican la delaminación de la litosfera o el retroceso de la zona de subducción. ^{[ 22 ]}  

El vulcanismo en esta cadena es calcoalcalino , produciendo andesita , dacita [ ^{9 ]} y riolita ^{[ 7 ]} . Hace tres millones de años, se produjo un cambio en la química del vulcanismo, con un aumento del contenido de ^potasio en las rocas. Este cambio en la composición coincidió geográficamente con la actividad volcánica que cruzaba un lineamiento conocido como la línea de Trotuș ^{[ 9 ] [ 22 ] [ 8 ] .}

Ciomadul se encuentra en los Cárpatos sudecesionales , ^{[ 4 ]} al final de la cadena volcánica Călimani (Kelemen) – Gurghiu (Görgényi) – Harghita (Hargita), ^{[ 9 ]} y también se conoce como Csomád en húngaro. ^{[ 23 ]} El desfiladero del río Olt separa Ciomadul de las montañas Harghita. ^{[ 24 ]} Las ciudades de Băile Tușnad y Bixad están cerca del volcán, ^{[ 25 ]} y una carretera asciende al volcán desde el sureste y pasa por el pantano de Mohoș hasta el lago Sfânta Ana . ^{[ 26 ] [ 27 ]} El basamento del volcán está formado por flysch del Cretácico ^[ 13 ^{] [ 14 ]} y por rocas volcánicas más antiguas; en algunos lugares, las rocas volcánicas cubren depósitos fluviales ^{. [ 28 ]}

Los lugares alrededor de Ciomadul se mencionaron por primera vez en 1349; ^{[ 29 ]} el mineralogista sajón Johann Ehrenwert Fichtel fue el primero en interpretarlo como un volcán, en 1780. ^{[ 30 ]} La idea de que Ciomadul pudiera ser un volcán aún activo se propuso por primera vez ese mismo año basándose en su apariencia joven y la liberación de gases. ^{[ 31 ]} Estos descubrimientos atrajeron a académicos y visitantes al volcán ^{[ 30 ]} y el primer análisis científico del volcán se publicó solo ocho años después. ^{[ 32 ]} Si bien una publicación en 1964 postuló que las tobas de Ciomadul eran volcanitas del Plioceno reelaboradas , la edad del Pleistoceno tardío se estableció poco después. ^{[ 31 ]} El volcán es el centro volcánico más joven de los Cárpatos ^{[ 33 ]} y tiene una apariencia más escarpada que las montañas circundantes. ^{[ 34 ]}

Ciomadul está formado por un complejo de domos de lava y otro material volcánico que forman una cresta inclinada hacia el sur que se eleva sobre la cuenca circundante de Lower Ciuk, de 700 metros de altura (2300 pies) . Los domos de lava individuales forman colinas cónicas, ^{[ 24 ]} que alcanzan alturas de 300 a 400 metros (980 a 1310 pies) y anchos de 1 a 2 kilómetros (0,62 a 1,24 millas) . Los domos individuales incluyen Haramul Ierbos (Fű-Haram en húngaro), Haramul Mare (Nagy-Haram), Haramul Mic (Kis-Haram), Vf. Cetății (Vár-tető), Vf. Comloș (Komlós-tető), Vf. Surduc (Szurdok-tető) ^{[ 35 ]} y Dealul Mare al sureste del complejo principal. ^{[ 36 ]} El grupo central de domos es elíptico ^{[ 13 ]} y las fallas tectónicas influyeron en su crecimiento. ^{[ 37 ]} El punto más alto del complejo es Ciomadul Mare (Nagy-Csomád) con una altitud de 1301 metros (4268 pies) . ^{[ 24 ]} Algunos domos fueron afectados posteriormente por la erosión , la actividad explosiva ^{[ 38 ]} o la alteración fumarólica . ^{[ 14 ]} Todo el complejo volcánico cubre una superficie de 80 kilómetros cuadrados (31 millas cuadradas ) , ^{[ 13 ]} y está rodeado por una llanura circular/semicircular hecha de escombros volcánicos. ^{[ 39 ]}      

El complejo de domos de lava contiene dos cráteres , llamados Mohoș y Sfânta Ana. Se formaron en los domos de lava preexistentes ^{[ 9 ] [ 40 ]} que forman el margen occidental de los cráteres, mientras que los productos de erupciones explosivas afloran en el este. ^{[ 21 ]} El cráter Sfânta Ana tiene aproximadamente 1600 metros (5200 pies) de ancho y aproximadamente 200 metros (660 pies) de profundidad bajo el borde, comparable con el cráter del volcán El Chichón en México . ^{[ 35 ]} Este cráter carece de una brecha y está relativamente poco afectado por la erosión. ^{[ 41 ]} Contiene un lago de cráter de 6 metros de profundidad (20 pies) , ^{[ 9 ]} que alguna vez pudo haber tenido más de 12 metros (39 pies) de profundidad. El lago de 189,9 kilómetros cuadrados (73,3 mi² ⁾ se conoce como Lago Sfânta Ana ( 46°07′35″N 25°53′17″E / 46.12639°N 25.88806°E / 46.12639; 25.88806 ) y se encuentra a una altitud de 946 metros (3104 pies) ; ^{[ 39 ] [ 42 ]} su ecosistema y entorno han atraído la atención de los científicos durante dos siglos. ^{[ 30 ]}      

El cráter Mohoș se encuentra a una altitud de 1050 metros (3440 pies) . ^{[ 43 ]} Es más grande que Sfânta Ana, con un diámetro de 1,9 kilómetros (1,2 millas) , y no tan profundo ^{[ 44 ],} ya que su fondo se encuentra por encima del nivel del mar. Está lleno de una turbera de esfagno de 10 metros (33 pies) de espesor y 800 000 metros cuadrados (80 ha) , y su borde está cortado por el cráter Sfânta Ana. ^{[ 35 ] [ 45 ]}    

A diferencia de Sfânta Ana, el cráter Mohoș ha sido erosionado, lo que ha dado lugar a la formación de un valle de salida. ^{[ 46 ]} Ambos cráteres se formaron por erupciones explosivas y resulta difícil distinguir entre los depósitos de ambos. ^{[ 9 ]} Se ha sugerido la existencia de un cráter aún mayor con un diámetro de 2 a 2,5 kilómetros (1,2 a 1,6 millas) , ^{[ 47 ]} que abarca tanto Sfânta Ana como Mohoș. ^{[ 48 ]} 

Se han encontrado depósitos de flujo piroclástico generados por Ciomadul en sus laderas noreste, sur y oeste. ^{[ 35 ]} Alcanzan una distancia de hasta 25 kilómetros (16 mi) del volcán. ^{[ 9 ]} En la carretera de Tușnad, uno de los flujos tiene un espesor de aprox. 10 metros (33 ft ) . ^{[ 49 ]} También se encuentran lechos de caída de tefra, ^{[ 9 ]} lapilli , ^{[ 49 ] y depósitos de oleada, y los depósitos de flujo contienen bloques de pumita. [ 9 ]} Se ha identificado una capa de lapilli, de 20 a 23 centímetros (7,9 a 9,1 in) de espesor, de Ciomadul a 40 kilómetros (25 mi) al este del volcán. ^{[ 50 ]} Toda la formación piroclástica se ha subdividido en tres clases conocidas como "Actividad Freatomagmática Temprana + Pliniana", "Actividad Pliniana Media" y "Actividad Freatomagmática Tardía de Sfânta Ana". Cada una comprende varias capas individuales de tefra ^{[ 51 ]} que entraron en erupción hace 42.000-40.000, alrededor de 31.500 y 29.000-28.000 años. ^{[ 52 ]} Algunas de estas erupciones pudieron haber represado el río Olt; cuando el río volvió a su curso produjo depósitos de lahares . ^{[ 53 ]}    

Otras formas del relieve en Ciomadul incluyen barrancos y flujos de lava . ^{[ 13 ]} El volumen total del complejo es de aproximadamente 8–15 kilómetros cúbicos (1,9–3,6 mi³ ) de roca densa equivalente . ^{[ 17 ]} La perforación ha identificado la existencia de una intrusión a una profundidad de 575 metros (1886 pies) . ^{[ 13 ]} Finalmente, los productos de erosión volcánica y la tefra se encuentran en todo el complejo volcánico ^{[ 54 ]} y hasta 350 kilómetros (220 mi³) al este del mismo. ^{[ 55 ]}    

Los centros volcánicos más antiguos se extienden al noroeste de Ciomadul. Con la distancia, se encuentran el centro de Pilisca, de 2,5 a 1,5 millones de años, el centro de Cucu, de 2,8 a 2,2 millones de años, y los centros volcánicos de Luci-Lazu y Șumuleu-Ciuc, de 4,3 a 3,6 millones de años. Al sur de Ciomadul, las shoshonitas de Murgul entraron en erupción hace entre 2,3 y 1,5 millones de años; ^{[ 56 ] [ 57 ]} representan criptodomos . ^{[ 17 ]} En algunos lugares, los flujos de lava andesítica de Pilisca subyacen a los depósitos de Ciomadul. ^{[ 58 ]}

La roca principal es la dacita , que define una suite calcoalcalina rica en potasio . ^{[ 59 ]} Las rocas tienen una apariencia porfídica y contienen pocas vesículas. También son muy ricas en cristales, ^{[ 60 ] [ 11 ] [ 61 ]} siendo los minerales formadores de fenocristales dominantes la biotita , la hornblenda y la plagioclasa . Menos importantes son la allanita , la apatita , el clinopiroxeno , el olivino , el ortopiroxeno , el cuarzo , la esfena y el circón . ^{[ 11 ] [ 24 ]} La matriz contiene plagioclasa , piroxeno , dióxido de silicio y óxidos de hierro y titanio . ^{[ 61 ]} Son comunes los coágulos formados por varios cristales félsicos . ^{[ 62 ]} La composición de las rocas de Ciomadul ha sido bastante constante a lo largo de su evolución ^{[ 40 ]} aunque con dos cambios 1 millón y 650 000 años antes del presente, ^{[ 63 ]} y esta diversidad de sus componentes indica que la génesis de los magmas de Ciomadul implicó la mezcla entre magma félsico y máfico . ^{[ 25 ]} Las composiciones de los fenocristales en Ciomadul son diferentes a las de otros volcanes en los Cárpatos. ^{[ 64 ]} Los magmas derivan de la litosfera del manto superior , que sufrió alteración metasomática . ^{[ 65 ]}

Composicionalmente, las tefras de Ciomadul se han subdividido en dos grupos, uno llamado tipo Tușnad y el otro tipo Bixad. ^{[ 66 ]} Una gran proporción de los cristales en las rocas consiste en antecristales y xenocristales , lo que dificulta la datación radiométrica de las rocas. Estos incluyen anfíbol , biotita , feldespato y circón . ^{[ 9 ]} Los circones se formaron casi continuamente durante cientos de miles de años dentro de la cámara magmática de Ciomadul, lo que indica una cristalización constante de la cámara. ^{[ 67 ]} Las diferencias en la temperatura del magma, el contenido de cristales y la participación de masas de cristales preexistentes determinan si una erupción será efusiva o explosiva. ^{[ 68 ]}

Se ha estimado que la temperatura de la cámara magmática es de aproximadamente 700–750 °C (1292–1382 °F) , con un calentamiento de más de 200 °C (360 °F) que ocurre antes de algunas erupciones según el cálculo termométrico. La actividad volcánica probablemente fue desencadenada por la inyección de magma basáltico en la cámara magmática félsica antes de la erupción real, ^{[ 69 ] [ 70 ]} como se ha observado en otros volcanes silícicos alrededor del mundo, ^{[ 71 ]} pero la cámara magmática probablemente continuó recargándose incluso entre erupciones. ^{[ 72 ]} Los anfíboles en las rocas se formaron a profundidades de 7–14 kilómetros (4,3–8,7 mi) . ^{[ 73 ]} La producción de magma de Ciomadul es de aproximadamente 0,009 kilómetros cúbicos por milenio (0,0022 mi ³ /ka) ^{[ 74 ]} mientras que la recarga de la cámara magmática puede haber alcanzado 0,00013 kilómetros cúbicos por año (3,1 × 10 ⁻⁵ mi ³ /a) . ^{[ 75 ]}       

Ciomad ha producido tefras de gran extensión , que llegaron hasta Ucrania ^{[ 87 ]} y se han recuperado de la cueva Ursului de las montañas Perșani . ^{[ 88 ]} Algunas capas de tefra encontradas en dos núcleos de perforación del Mar Negro pueden haberse originado en Ciomad ^{[ 89 ]} , pero es difícil distinguir con certeza entre las tefras de Ciomad y las de los volcanes Nisyros y Anatolia . ^{[ 90 ]}

La tefra de Roxolany se ha encontrado tan lejos como en Odesa , Ucrania , a 350 kilómetros (220 mi) de Ciomadul. ^{[ 91 ]} Si la tefra de Roxolany se formó por la erupción más reciente de Ciomadul, esta habría ocurrido hace 29.600 años radiocarbonados calibrados, según dataciones independientes de la tefra. ^{[ 89 ]} Desde otro punto de vista, es improbable que la tefra de Roxolany, que contiene clinopiroxeno, provenga de Ciomadul, ya que difiere significativamente del conjunto típico de fenocristales de Ciomadul, que contiene anfíbol. ^{[ 90 ]} Basándose en un nuevo modelo cronoestratigráfico para la sección de Roxolany, respaldado por resultados magnetoestratigráficos actualizados y dataciones existentes de radiocarbono y luminiscencia estimulada ópticamente , la tefra de Roxolany se depositó hace unos 143.800 años. ^{[ 92 ]} 

La actividad explosiva pudo haber ocurrido en dos episodios separados, uno hace 57.000/56.000–44.000 años y el otro hace 34.000/33.000–29.000 años. ^{[ 62 ] [ 93 ]} Una erupción explosiva anterior hace unos 55.900 ± 2.300 años puede ser el origen del cráter Mohoș, ^{[ 83 ]} con otra fecha propuesta de potasio-argón de hace aproximadamente 220.000 años . El cráter Mohoș es probablemente más antiguo que el cráter Sfânta Ana. ^{[ 94 ]} Un depósito freatomagmático al noreste de Mohoș se formó por una erupción del cráter Mohoș; ^{[ 50 ]} esta erupción puede ser la fuente de los depósitos freatomagmáticos de "tipo Turia", ^{[ 91 ]} que se datan en unos 51 000 ± 4800 años atrás. ^{[ 95 ]} En una visión, un período volcánicamente tranquilo siguió a una erupción efusiva hace 48 000 ^{[ 62 ]} o 42 900 años llamada "Piscul Pietros" y duró hasta hace 31 510 años, ^{[ 96 ]} cuando ocurrió una erupción pliniana. Esta última erupción depositó ceniza de 0,6 metros de espesor (2,0 pies) hasta 21 kilómetros (13 millas) del cráter en un sitio. ^{[ 97 ]} Alternativamente, hace 38 900 ± 1700 años ocurrió una erupción subpliniana en Ciomadul; Puede que haya formado el cráter Sfânta Ana. ^{[ 82 ]} Esta fecha correspondería a la de la llamada tefra "MK-202". ^{[ 98 ]} Piscul Pietros también ha sido datado en 48.000 ± 6.000 ^{[ 86 ]} o 60.000 ± 5.000 años de antigüedad. ^{[ 99 ]}  

La edad de la última erupción es controvertida ^{[ 4 ]} pero probablemente tuvo lugar hace unos 30 000 años. ^{[ 65 ]} En 1994, la datación por radiocarbono arrojó una edad de 10 700 ± 800 años antes del presente a partir de un flujo piroclástico . Posteriormente, se utilizaron paleosuelos y otras muestras del mismo flujo para deducir edades similares de más de 36 770, 42 650, más de 35 670 y más de 35 520 años antes del presente, respectivamente. ^{[ 26 ]} Por lo tanto, esta estimación de edad más joven fue descartada. ^{[ 100 ]} En 2010, una investigación posterior identificó dos erupciones más jóvenes, una ocurrida hace 39 000 años antes del presente y la otra hace 27 500 años antes del presente. ^{[ 9 ]} Otros datos obtenidos mediante datación uranio-torio indican una edad de 32.600 ± 1.000 años para la erupción más joven. ^{[ 82 ]} Ambas erupciones tuvieron lugar en Sfânta Ana e implican un período de reposo entre erupciones de más de 10.000 años. ^{[ 94 ]} Las fechas mucho más antiguas obtenidas mediante datación potasio-argón no se consideran fiables. ^{[ 80 ]} Alternativamente, la erupción más reciente puede haber ocurrido en una chimenea satélite dado que la sedimentación del lago Sfânta Ana ha estado en curso desde hace 26.000 años. ^{[ 47 ]} Estas dos erupciones recientes fueron alimentadas por magmas diferentes, con la erupción más joven proveniente de cámaras magmáticas más profundas ( 5–12 kilómetros (3,1–7,5 mi) frente a 4 kilómetros (2,5 mi) ) e involucrando magma más primitivo. ^{[ 101 ]}  

Después de la última erupción, los domos de lava fueron sometidos a la erosión glacial , como la fragmentación por helada que produjo vetas de piedra . ^{[ 102 ]} Un documento de 1838 de autor desconocido afirmaba que ni siquiera las antiguas leyendas registran actividad eruptiva en Ciomadul, ^{[ 103 ]} y no hay evidencia en los sedimentos del lago Sfânta Ana de capas de tefra que puedan indicar erupciones más recientes. ^{[ 104 ]}