Gjálp ( pronunciación islandesa: [ˈcaul̥p] ) es una cresta de hialoclastita (tindar) en Islandia bajo el escudo glaciar de Vatnajökull . Su forma actual es el resultado de una serie de erupciones en 1996 y probablemente es parte del sistema volcánico Grímsvötn . [6] [7] Sin embargo, no todos los científicos eran de esta opinión, ya que los estudios sísmicos son consistentes con una intrusión de dique lateral de 10 km (6,2 mi) a unos 5 km (3,1 mi) de profundidad desde Bárðarbunga como el evento desencadenante. Esto no excluye una intrusión secundaria más superficial de Grímsvötn que sea importante en la erupción subaérea en sí. [8] [a]
La erupción fue importante porque fue la primera vez que una erupción subglacial bajo una gruesa capa de hielo, así como el Jökulhlaup asociado , pudieron ser observados y analizados mediante técnicas modernas. [10] [11]
La fisura de erupción subglacial se encuentra en la esquina noroeste de la capa de hielo de Vatnajökull, más o menos a mitad de camino entre los volcanes centrales Bárðarbunga y Grímsvötn . [1] También está al oeste del volcán central Hamarinn del sistema volcánico Bárðarbunga, que tiene la cresta Loki que se extiende de oeste a este y que se ha asignado históricamente al volcán Loki-Fögrufjöll . [4]
El glaciar Vatnajökull que cubría el lugar en el momento de la erupción tenía un espesor de 500-600 m (1.600-2.000 pies). En otros lugares, el escudo glaciar puede tener espesores de hasta 900 m (3.000 pies). Vatnajökull cubría un área de 8,2 km2 ( 3,2 millas cuadradas) en 1996, [12] pero está retrocediendo y medía solo 8,1 km2 ( 3,1 millas cuadradas) en 2007. [13] El glaciar es templado , se encuentra en elevaciones más bajas y, por lo tanto, es sensible a los cambios climáticos . Como consecuencia, ha estado avanzando y retrocediendo desde la glaciación Weichseliana . Su último avance tuvo lugar durante la llamada Pequeña Edad de Hielo desde el siglo XIII hasta finales del siglo XIX y desde entonces está retrocediendo. [13]
Partes de dos zonas volcánicas de Islandia se encuentran bajo Vatnajökull, es decir, la muy activa Zona Volcánica Oriental (conectada al rifting en el límite de placa divergente en Islandia [13] ), responsable del mayor número de erupciones después de la desglaciación [14] y con la pluma del manto probablemente bajo Bárðarbunga , es decir, bajo Vatnajökull. [15] "Más de 80 erupciones ocurrieron durante los últimos 800 años en Vatnajökull". [16] También está el Cinturón Volcánico de Öraefi , mucho menos activo , una zona de flanco principalmente bajo la parte oriental de Vatnajökull. [13] [17] Se cree que debido al cambio climático, Vatnajökull ha perdido alrededor del 10% de su masa desde finales del siglo XIX. Las mediciones mostraron una tasa acentuada e incluso acelerada de elevación glacioisostática. [15] Esto podría conducir a una mayor producción de magma (la llamada producción de derretimiento por descompresión), porque la "tapa de la olla" formada por los glaciares y su peso estará ausente en el futuro, y la frecuencia de erupciones podría aumentar como consecuencia. [18]
La región de las fisuras de Gjálp forma parte de esta activa zona volcánica oriental bajo Vatnajökull.
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La erupción de Gjálp formó en unas dos semanas una cresta de hialoclastita subglacial, también llamada tindar por algunos geólogos, en una zona de erupciones anteriores conocidas. Se expulsó principalmente andesita basáltica hasta un volumen de 0,45 km 3 (0,11 mi3) DRE . [2]
Algunos grandes terremotos ( M 5+) habían tenido lugar en el volcán central Bárðarbunga justo antes de la erupción y demostraron ser precursores de los eventos eruptivos . En particular, un evento M w 5.6 tuvo lugar el 29 de septiembre en la parte norte de la caldera Bárðarbunga y su secuencia de réplicas se propagó durante los siguientes dos días de manera lineal hacia Grímsvötn. [19] Es posible que el primer gran evento estuviera asociado con una erupción subglacial dentro de la caldera Bárðarbunga un par de días antes de la erupción Gjálp. [8] El estudio sismológico ve un paralelo a las erupciones de 2014-2015 y al descenso de la caldera en el volcán central Bárðarbunga en esa erupción, y postula una migración de magma similar al sitio de la erupción, aunque a menor escala. Esto podría significar que el volcán es parte del sistema de fisuras de Bárðarbunga, no de Grímsvötn . [8] Se habían realizado estudios sísmicos que sugerían que una línea este-oeste de actividad sísmica en el sistema volcánico de Bárðarbunga en la cresta de Loki intersectaba el lugar de la erupción, [5] pero la cresta de Loki no fue sísmicamente activa durante la erupción. [8]
Otra posibilidad es que el magma de Bárðarbunga haya entrado en una parte del sistema magmático de Grímsvötn y haya iniciado la erupción por esta intrusión . Bárðarbunga es conocido por tales tendencias, ya que su magma se mezcló con el magma de Torfajökull al menos tres veces en el pasado, lo que dio lugar a erupciones bimodales, por ejemplo, la de Veiðivötn y la de Landmannalaugar a finales del siglo XV. [20]
La erupción del Gjálp se produjo en una fisura conocida de varios kilómetros de longitud bajo 550–700 m (1.800–2.300 pies) de hielo glaciar en el Vatnajökull . La erupción de octubre de 1996 pudo atravesar este hielo en unas 30 horas [6] y tuvo lugar del 30 de septiembre al 13 de octubre de 1996. La fisura de la erupción tenía una longitud de 6–7 km (3,7–4,3 mi). [1]
La ubicación está a unos kilómetros al norte de la caldera de Grímsvötn . [6]
Al principio, se formó una depresión de 2 a 4 km de largo con dirección N-S sobre la fisura, con el tiempo se formaron tres calderas de hielo en cada extremo y en el medio, [1] pero la erupción se concentró más tarde en una de ellas donde salió a la luz un cráter de 200 a 300 m de ancho. Después de un tiempo, se formó un cañón de hielo abierto sobre la fisura. Tenía una longitud de unos 3,5 km y hasta 500 m de ancho. [6]
El agua de deshielo se filtró primero a través del cañón de hielo y luego desapareció en canales subglaciales y desde allí corrió hacia el lago de la caldera subglacial de Grímsvötn. [6] Los canales subglaciales se reconocieron fácilmente, porque el derretimiento continuo causado por el agua caliente del lugar de la erupción inició la formación de depresiones en la superficie del hielo. Y así, los científicos siguieron el camino del derretimiento hasta la caldera de Grímsvötn. [1]
Aunque la erupción fue principalmente explosiva , las cenizas no fueron expulsadas lejos de los respiraderos , sino que cayeron de nuevo al cañón. La cantidad de productos de la erupción se mantuvo más o menos igual durante todo el tiempo, lo que se explica por el flujo de hielo hacia el cráter . [6]
Durante las dos semanas que duró la erupción, la actividad volcánica descongeló no menos de 3 km3 ( 0,72 millas cúbicas) de hielo, y esto continuó en menor medida durante algún tiempo después del final de la erupción. [6]
El tindar recién formado desapareció nuevamente por completo bajo el hielo del glaciar aproximadamente 1 año después, [6] pero un caldero de hielo identificable permaneció hasta al menos 2007. [2] El tindar era una cresta de 6 km (3,7 mi) de largo recientemente depositada a una altura de 500 m (1,600 pies) sobre el lecho rocoso preexistente con un volumen de 0,7 km3 ( 0,17 mi3). [2] Se postula que el vidrio volcánico hialoclastítico no consolidado original y la tefra de la cresta podrían haber sufrido para ahora un proceso llamado palagonitización debido a la alteración hidrotermal, a palagonita , una roca consolidada más resistente a la erosión, pero se desconoce si esto ha sucedido. [2]
Los productos eruptivos consistieron predominantemente en andesita basáltica , lo que sorprendió a los científicos, ya que estas rocas más evolucionadas no son típicas de Bárðarbunga ni de Grímsvötn , ambas más conectadas al vulcanismo basáltico . Algunos científicos pensaron, por lo tanto, que Gjálp podría ser un volcán independiente. [12] Las muestras a granel obtenidas poco después de la erupción variaron de andesita basáltica a basalto y tenían una composición distintiva de Grímsvötn. [9] : 33 La andesita basáltica de una erupción de 1887 se había atribuido previamente al sistema volcánico de Grímsvötn y tenía una composición muy similar. [9] La tefra asignada a la erupción ha sido analizada por varios investigadores y tiene una composición que es andesita basáltica de Grímsvötn con raramente basalto de Grímsvötn. Un total de tres muestras de los varios cientos en la literatura tenían algo de tefra con composición de basalto de Bárðarbunga. Se desconoce si esto se debió a la contaminación de capas de tefra preexistentes en el hielo que cubría Gjálp o si el basalto de Bárðarbunga entró en erupción junto con la andesita basáltica de Grímsvötn. [9] : 62
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En un principio, los científicos supusieron que la erupción sería seguida inmediatamente por un gran jökulhlaup (una especie de tsunami de agua de deshielo que incluye grandes bloques de hielo y una gran cantidad de sedimentos). Pero llevó algún tiempo llenar el lago subglacial de Grímsvötn de tal manera que la pared de hielo que lo contenía se rompiera. [6]
No fue hasta varias semanas después de que terminara la erupción cuando se produjo el esperado jökulhlaup. Esto ocurrió entre el 4 y el 7 de noviembre de 1996. [12] El agua de deshielo fluyó principalmente por canales subglaciales y, finalmente, por debajo del glaciar de salida Skeiðarárjökull. Allí, para sorpresa de todos, las masas de agua fluyeron en tal cantidad que todo el glaciar se elevó. [21] [22]
Al final, el agua salió por debajo del borde del glaciar y la inundación cubrió la mayor parte de la llanura de desbordamiento glaciar de Skeiðarársandur , destruyendo en su camino grandes partes de la carretera principal de Hringvegur , incluidos dos puentes y algunas instalaciones de comunicación. Afortunadamente, la carretera había sido cerrada antes de la inundación, por lo que nadie resultó herido.
El volumen de agua de deshielo producido por esta erupción fue de alrededor de 4 km3 ( 0,96 mi3). [23] Sobre el Sandur fluyó hasta 50–60.000 m3 / s (1.800–2.118.900 pies3/s). [6] Las primeras estimaciones habían sido algo inferiores. [12]
En los años 30, más o menos en el mismo lugar, se produjo otra erupción que también provocó un Jökulhlaup, pero en aquel momento la ciencia no pudo analizar los acontecimientos. Esa erupción se mantuvo subglacial. [6]
