El vulcanismo en Io , una luna de Júpiter , está representado por la presencia de volcanes , fosas volcánicas y flujos de lava en la superficie. La actividad volcánica de Io fue descubierta en 1979 por Linda Morabito , una científica de imágenes que trabajaba en la Voyager 1 . [1] Las observaciones de Ío realizadas por naves espaciales y astrónomos terrestres han revelado más de 150 volcanes activos. A partir de 2024 [actualizar], se predice que existirán hasta 400 volcanes de este tipo según estas observaciones. [2] El vulcanismo de Io convierte al satélite en uno de los cuatro mundos activos volcánicamente o criovolcánicamente activos actualmente en el Sistema Solar (los otros son la Tierra , Encelado, la luna de Saturno , y Tritón , la luna de Neptuno ).
Predicho por primera vez poco antes del sobrevuelo de la Voyager 1 , la fuente de calor del vulcanismo de Io proviene del calentamiento de las mareas producido por su excentricidad orbital forzada . [3] Esto difiere del calentamiento interno de la Tierra , que se deriva principalmente de la desintegración de isótopos radiactivos y del calor primordial de acreción . [4] La órbita excéntrica de Io produce una ligera diferencia en la atracción gravitacional de Júpiter sobre el satélite entre sus puntos más cercanos y más lejanos de su órbita, provocando un abultamiento de marea variable. Esta variación en la forma de Io provoca un calentamiento por fricción en su interior. Sin este calentamiento de las mareas, Ío podría haber sido similar a la Luna , un mundo de tamaño y masa similar, geológicamente muerto y cubierto de numerosos cráteres de impacto. [3]
El vulcanismo de Ío ha provocado la formación de cientos de centros volcánicos y extensas formaciones de lava, lo que lo convierte en el cuerpo volcánicamente más activo del Sistema Solar . Se han identificado tres tipos diferentes de erupciones volcánicas , que se diferencian en duración, intensidad, velocidad de derrame de lava y si la erupción ocurre dentro de un pozo volcánico (conocido como patera ). Los flujos de lava en Ío, de decenas o cientos de kilómetros de largo, tienen una composición principalmente basáltica , similar a las lavas vistas en la Tierra en volcanes en escudo como el Kilauea en Hawaii . [5] Aunque la mayor parte de la lava en Io está hecha de basalto, se han visto algunos flujos de lava que consisten en azufre y dióxido de azufre. Además, se detectaron temperaturas de erupción de hasta 1.600 K (1.300 °C; 2.400 °F), lo que puede explicarse por la erupción de lavas de silicato ultramáficas de alta temperatura . [6]
Como resultado de la presencia de cantidades significativas de materiales sulfurosos en la corteza de Ío y en su superficie, algunas erupciones propulsan azufre, gas dióxido de azufre y material piroclástico hasta 500 kilómetros (310 millas) en el espacio, produciendo grandes rocas volcánicas en forma de paraguas. penachos. [7] Este material pinta el terreno circundante en rojo, negro y/o blanco, y proporciona material para la atmósfera irregular de Ío y la extensa magnetosfera de Júpiter. Las naves espaciales que han sobrevolado Ío desde 1979 han observado numerosos cambios en la superficie como resultado de la actividad volcánica de Ío. [8]
El orbitador Juno realizó más observaciones sobre el vulcanismo y las columnas volcánicas en Io durante un sobrevuelo el 3 de febrero de 2024. [9]
Antes del encuentro de la Voyager 1 con Io el 5 de marzo de 1979, se pensaba que Io era un mundo muerto muy parecido a la Luna . El descubrimiento de una nube de sodio rodeando a Ío llevó a teorías de que el satélite estaría cubierto de evaporitas . [10]
Los indicios de futuros descubrimientos surgieron de observaciones infrarrojas desde la Tierra realizadas en la década de 1970. Un flujo térmico anormalmente alto , en comparación con los otros satélites galileanos , fue descubierto durante mediciones tomadas en una longitud de onda infrarroja de 10 μm mientras Ío estaba a la sombra de Júpiter. [11] En ese momento, este flujo de calor se atribuyó a que la superficie tenía una inercia térmica mucho mayor que la de Europa y Ganímedes . [12] Estos resultados fueron considerablemente diferentes de las mediciones tomadas en longitudes de onda de 20 μm, lo que sugería que Io tenía propiedades de superficie similares a las de otros satélites galileanos. [11] Robert Nelson y Bruce Hapke intentaron explicar estas características en el espectro de Io sugiriendo la actividad fumarólica como un mecanismo para producir alótropos de azufre de cadena corta en la superficie de Io. [13] : 9 Desde entonces se ha determinado que el mayor flujo en longitudes de onda más cortas se debía al flujo combinado de los volcanes de Io y el calentamiento solar, mientras que el calentamiento solar proporciona una fracción mucho mayor del flujo en longitudes de onda más largas. [14] El 20 de febrero de 1978, Witteborn y otros observaron un fuerte aumento en la emisión térmica de Io a 5 μm . El grupo consideró la actividad volcánica en ese momento, en cuyo caso los datos se ajustaron a una región en Io de 8.000 kilómetros cuadrados (3.100 millas cuadradas) de tamaño a 600 K (300 °C; 600 °F). Sin embargo, los autores consideraron que esa hipótesis era poco probable y, en cambio, se centraron en la emisión de la interacción de Io con la magnetosfera de Júpiter. [15]
Poco antes del encuentro con la Voyager 1 , Stan Peale , Patrick Cassen y RT Reynolds publicaron un artículo en la revista Science prediciendo una superficie volcánicamente modificada y un interior diferenciado , con distintos tipos de rocas en lugar de una mezcla homogénea. Basaron esta predicción en modelos del interior de Ío que tenían en cuenta la enorme cantidad de calor producida por la variación de las mareas de Júpiter sobre Ío causada por su órbita ligeramente excéntrica. Sus cálculos sugirieron que la cantidad de calor generado por un Io con un interior homogéneo sería tres veces mayor que la cantidad de calor generado por la desintegración de isótopos radiactivos únicamente. Este efecto sería aún mayor con un Io diferenciado. [3]
Las primeras imágenes de Io tomadas por la Voyager 1 revelaron una falta de cráteres de impacto , lo que sugiere una superficie muy joven. Los geólogos utilizan los cráteres para estimar la edad de una superficie planetaria ; El número de estructuras de impacto aumenta con la edad de la superficie planetaria. En cambio, la Voyager 1 observó una superficie multicolor, marcada con depresiones de forma irregular, que carecía de los bordes elevados característicos de los cráteres de impacto. La Voyager 1 también observó características de flujo formadas por fluidos de baja viscosidad y montañas altas y aisladas que no se parecían a los volcanes terrestres. La superficie observada sugirió que, tal como habían teorizado Peale y sus colegas, Ío fue fuertemente modificada por el vulcanismo. [dieciséis]
El 8 de marzo de 1979, tres días después de pasar por Júpiter, la Voyager 1 tomó imágenes de las lunas de Júpiter para ayudar a los controladores de la misión a determinar la ubicación exacta de la nave espacial, un proceso llamado navegación óptica. Al procesar imágenes de Ío para mejorar la visibilidad de las estrellas de fondo, la ingeniera de navegación Linda Morabito encontró una nube de 300 kilómetros (190 millas) de altura a lo largo de su extremidad. [1] Al principio, sospechó que la nube era una luna detrás de Ío, pero ningún cuerpo del tamaño adecuado habría estado en ese lugar. Se determinó que la característica era una columna generada por vulcanismo activo en una depresión oscura más tarde llamada Pele . [17] Después de este descubrimiento, se localizaron otras ocho columnas en imágenes de Io de la Voyager . Posteriormente, estas plumas recibieron el nombre de deidades mitológicas asociadas con el fuego, los volcanes o el caos: Loki (dos plumas separadas), Prometeo , Volund, Amirani , Maui , Marduk y Masubi . [13] : 13 También se encontraron emisiones térmicas de múltiples fuentes, indicativas de lava enfriándose. [18] Se observaron cambios en la superficie cuando las imágenes adquiridas por la Voyager 2 se compararon con las tomadas cuatro meses antes por la Voyager 1 , incluidos nuevos depósitos de penachos en Aten Patera y Surt . [19]
La principal fuente de calor interno de Ío proviene de las fuerzas de marea generadas por la atracción gravitacional de Júpiter. [3] Este calentamiento externo difiere de la fuente de calor interna del vulcanismo en la Tierra, que es el resultado de la desintegración de isótopos radiactivos y el calor residual de la acumulación . [4] [20] En la Tierra, estas fuentes de calor internas impulsan la convección del manto , lo que a su vez provoca vulcanismo a través de la tectónica de placas . [21]
El calentamiento de marea de Io depende de su distancia a Júpiter, su excentricidad orbital , la composición de su interior y su estado físico. [22] Su resonancia orbital de Laplace con Europa y Ganímedes mantiene la excentricidad de Ío y evita que la disipación de marea dentro de Ío circule su órbita. La excentricidad conduce a diferencias verticales en el abultamiento de marea de Io de hasta 100 metros (330 pies), ya que la atracción gravitacional de Júpiter varía entre los puntos de periapsis y apoapsis en la órbita de Io. Esta fuerza de marea variable también produce fricción en el interior de Ío, suficiente para provocar un importante calentamiento y derretimiento por marea. A diferencia de la Tierra, donde la mayor parte de su calor interno se libera por conducción a través de la corteza, en Io el calor interno se libera a través de la actividad volcánica y genera el alto flujo de calor del satélite (total global: 0,6–1,6 × 10 14 W ). Los modelos de su órbita sugieren que la cantidad de calentamiento por marea dentro de Ío cambia con el tiempo y que el flujo de calor actual no es representativo del promedio a largo plazo. [22] La liberación de calor observada desde el interior de Ío es mayor que las estimaciones de la cantidad generada actualmente por el calentamiento de las mareas, lo que sugiere que Ío se está enfriando después de un período de mayor flexión. [23]
El análisis de las imágenes de la Voyager llevó a los científicos a creer que los flujos de lava en Ío estaban compuestos principalmente de diversas formas de azufre elemental fundido. [24] Se descubrió que la coloración de los flujos era similar a la de sus diversos alótropos. Las diferencias en el color y el brillo de la lava son función de la temperatura del azufre poliatómico y del empaquetamiento y enlace de sus átomos. Un análisis de los flujos que irradian desde Ra Patera reveló materiales de diferentes colores, todos asociados con azufre líquido, a diferentes distancias del respiradero: material de albedo oscuro cerca del respiradero a 525 K (252 °C; 485 °F), rojo material en la parte central de cada flujo a 450 K (177 °C; 350 °F), y material naranja en los extremos más alejados de cada flujo a 425 K (152 °C; 305 °F). [24] Este patrón de color corresponde a flujos que irradian desde un respiradero central y se enfrían a medida que la lava se aleja de él. Además, las mediciones de temperatura de las emisiones térmicas en Loki Patera tomadas por el instrumento espectrómetro y radiómetro de interferómetro infrarrojo (IRIS) de la Voyager 1 fueron consistentes con el vulcanismo de azufre. [18] Sin embargo, el instrumento IRIS no fue capaz de detectar longitudes de onda que sean indicativas de temperaturas más altas. Esto significó que la Voyager no descubrió temperaturas consistentes con el vulcanismo de silicatos . A pesar de esto, los científicos de la Voyager dedujeron que los silicatos deben desempeñar un papel en la apariencia juvenil de Io, debido a su alta densidad y la necesidad de silicatos para soportar las empinadas pendientes a lo largo de las paredes de pátera. [25] La contradicción entre la evidencia estructural y los datos espectrales y de temperatura después de los sobrevuelos de la Voyager llevó a un debate en la comunidad científica planetaria sobre la composición de los flujos de lava de Ío, ya sea que estuvieran compuestos de silicatos o materiales sulfurosos. [26]
Los estudios infrarrojos realizados desde la Tierra en las décadas de 1980 y 1990 cambiaron el paradigma de un vulcanismo principalmente de azufre a uno en el que domina el vulcanismo de silicatos y el azufre actúa en un papel secundario. [26] En 1986, las mediciones de una erupción brillante en el hemisferio principal de Ío revelaron temperaturas de al menos 900 K (600 °C; 1200 °F). Esto es más alto que el punto de ebullición del azufre (715 K o 442 °C o 827 °F), lo que indica una composición de silicato en al menos algunos de los flujos de lava de Io. [27] También se observaron temperaturas similares en la erupción de Surt en 1979 entre los dos encuentros de la Voyager , y en la erupción observada por Witteborn y sus colegas en 1978. [15] [28] Además, el modelado de flujos de lava de silicato en Ío sugirió que se enfriaron rápidamente, lo que provocó que su emisión térmica estuviera dominada por componentes de temperatura más baja, como flujos solidificados, a diferencia de las pequeñas áreas cubiertas por lava aún fundida cerca de la temperatura real de la erupción. [29]
El vulcanismo de silicatos, que involucra lava basáltica con composiciones máficas a ultramáficas ( ricas en magnesio ), fue confirmado por la nave espacial Galileo en las décadas de 1990 y 2000 a partir de mediciones de temperatura de los numerosos puntos calientes de Ío, lugares donde se detecta emisión térmica, y de mediciones espectrales de Ío. materia oscura. Las mediciones de temperatura realizadas con el generador de imágenes de estado sólido (SSI) y el espectrómetro de mapeo de infrarrojo cercano (NIMS) de Galileo revelaron numerosos puntos calientes con componentes de alta temperatura que van desde al menos 1200 K (900 °C; 1700 °F) hasta un máximo de 1.600 K (1.300 °C; 2.400 °F), como en la erupción de Pillan Patera en 1997. [5] Las estimaciones iniciales durante el curso de la misión Galileo sugieren temperaturas de erupción cercanas a los 2.000 K (1.700 °C; 3.100 °F) [30 ] desde entonces han demostrado ser sobreestimaciones porque se utilizaron modelos térmicos incorrectos para calcular las temperaturas. [5] Las observaciones espectrales del material oscuro de Io sugirieron la presencia de ortopiroxenos , como la enstatita , que son minerales de silicato ricos en magnesio comunes en el basalto máfico y ultramáfico. Este material oscuro se ve en fosas volcánicas, flujos de lava reciente y depósitos piroclásticos que rodean erupciones volcánicas explosivas recientes. [31] Según la temperatura medida de la lava y las mediciones espectrales, parte de la lava puede ser análoga a las komatiitas terrestres . [32] El sobrecalentamiento por compresión, que podría aumentar la temperatura del magma durante el ascenso a la superficie durante una erupción, también puede ser un factor en algunas de las erupciones de mayor temperatura. [5]
Aunque las mediciones de temperatura de los volcanes de Ío resolvieron el debate sobre el azufre versus los silicatos que persistió entre las misiones Voyager y Galileo a Júpiter, el azufre y el dióxido de azufre todavía desempeñan un papel importante en los fenómenos observados en Ío. Ambos materiales han sido detectados en las columnas generadas en los volcanes de Ío, siendo el azufre un componente principal de las columnas de tipo Pele. [33] Se han identificado flujos brillantes en Io, en Tsũi Goab Fluctus, Emakong Patera y Balder Patera, por ejemplo, que sugieren vulcanismo efusivo de azufre o dióxido de azufre. [34]
Las observaciones de Ío realizadas por naves espaciales y astrónomos terrestres han llevado a la identificación de diferencias en los tipos de erupciones observadas en el satélite. Los tres tipos principales identificados incluyen erupciones intra-patera , dominadas por flujo y dominadas por explosiones . Se diferencian en términos de duración, energía liberada, temperatura de brillo (determinada a partir de imágenes infrarrojas), tipo de flujo de lava y si está confinado dentro de fosas volcánicas. [6]
Las erupciones intra-patera ocurren dentro de depresiones volcánicas conocidas como paterae , [35] que generalmente tienen pisos planos delimitados por paredes empinadas. Las paterae se parecen a las calderas terrestres , pero se desconoce si se forman cuando colapsa una cámara de magma vacía, como sus primas terrestres. Una hipótesis sugiere que se producen mediante la exhumación de alféizares volcánicos , con el material suprayacente destruido o integrado en el alféizar. [36] Algunas páteras muestran evidencia de múltiples colapsos, similares a las calderas en la cima de Olympus Mons en Marte o Kilauea en la Tierra, lo que sugiere que ocasionalmente pueden formarse como calderas volcánicas. [35] Debido a que el mecanismo de formación aún es incierto, el término general para estas características utiliza el término descriptivo latino empleado por la Unión Astronómica Internacional para nombrarlas, paterae . A diferencia de características similares en la Tierra y Marte, estas depresiones generalmente no se encuentran en la cima de volcanes en escudo y son más grandes, con un diámetro promedio de 41 kilómetros (25 millas). [35] Las profundidades de Patera se han medido sólo para unas pocas paterae y normalmente superan 1 km. [37] La depresión volcánica más grande de Io es Loki Patera con 202 kilómetros (126 millas) de ancho. Cualquiera que sea el mecanismo de formación, la morfología y distribución de muchas páteras sugieren que están estructuralmente controladas y que al menos la mitad están limitadas por fallas o montañas. [35]
Este estilo de erupción puede tomar la forma de flujos de lava, que se extienden por el suelo de las pateras, o de lagos de lava . [38] [39] Excepto por las observaciones de Galileo durante sus siete sobrevuelos cercanos, puede ser difícil distinguir entre un lago de lava y una erupción de flujo de lava en el suelo de una patera, debido a una resolución inadecuada y características similares de emisión térmica. Las erupciones de flujos de lava intra-patera, como la erupción de Gish Bar Patera en 2001, pueden ser tan voluminosas como las que se ven extendiéndose por las llanuras jónicas. [39] También se han observado características similares a flujos dentro de varias páteras, como Camaxtli Patera, lo que sugiere que los flujos de lava resurgen periódicamente sus pisos. [40]
Los lagos de lava jónicos son depresiones parcialmente llenas de lava fundida cubierta por una fina corteza solidificada. Estos lagos de lava están conectados directamente con un depósito de magma que se encuentra debajo. [41] Las observaciones de emisión térmica en varios lagos de lava jónicos revelan roca fundida brillante a lo largo del margen de la pátera, causada por la ruptura de la corteza del lago a lo largo del borde de la pátera. Con el tiempo, debido a que la lava solidificada es más densa que el magma aún fundido que se encuentra debajo, esta corteza puede hundirse, provocando un aumento de la emisión térmica en el volcán. [42] En algunos lagos de lava, como el de Pele, esto ocurre continuamente, lo que convierte a Pele en uno de los emisores de calor más brillantes en el espectro del infrarrojo cercano en Ío. [43] En otros sitios, como en Loki Patera, esto puede ocurrir de forma episódica. Durante un episodio de vuelco en estos lagos de lava más inactivos, una ola de corteza que se hunde se extiende a lo largo de la pátera a un ritmo de aproximadamente 1 kilómetro (0,6 millas) por día, y se forma una nueva corteza detrás de ella hasta que todo el lago ha resurgido. Otra erupción sólo comenzaría una vez que la nueva corteza se haya enfriado y espesado lo suficiente como para que ya no flote sobre la lava fundida. [44] Durante un episodio de vuelco, Loki puede emitir hasta diez veces más calor que cuando su corteza está estable. [45]
Las erupciones dominadas por flujos son eventos de larga duración que acumulan extensos flujos de lava compuestos. La extensión de estos flujos los convierte en un tipo de terreno importante en Ío. En este estilo de erupción, el magma emerge a la superficie desde respiraderos en el suelo de las páteras, respiraderos que rodean las páteras o desde fisuras en las llanuras, produciendo flujos de lava compuestos inflados similares a los observados en Kīlauea en Hawaii. [40] Las imágenes de la nave espacial Galileo revelaron que muchos de los principales flujos de Ío, como los de Prometheus y Amirani , son producidos por la acumulación de pequeños brotes de lava encima de flujos más antiguos. [40] Las erupciones dominadas por flujos se diferencian de las erupciones dominadas por explosiones por su longevidad y su menor producción de energía por unidad de tiempo. [6] La lava entra en erupción a un ritmo generalmente constante, y las erupciones dominadas por el flujo pueden durar años o décadas.
Se han observado campos de flujo activos de más de 300 kilómetros (190 millas) de largo en Io en Amirani y Masubi. Un campo de flujo relativamente inactivo llamado Lei-Kung Fluctus cubre más de 125.000 kilómetros cuadrados (48.000 millas cuadradas), un área ligeramente más grande que Nicaragua . [46] Galileo no determinó el espesor de los campos de flujo, pero es probable que los brotes individuales en su superficie tengan 1 m (3 pies) de espesor. En muchos casos, los brotes de lava activos fluyen hacia la superficie en lugares a decenas o cientos de kilómetros del respiradero fuente, observándose bajas cantidades de emisión térmica entre éste y el brote. Esto sugiere que la lava fluye a través de tubos de lava desde el respiradero de la fuente hasta la fuga. [47]
Aunque estas erupciones generalmente tienen una tasa de erupción constante, se han observado brotes de lava más grandes en muchos sitios de erupción dominados por flujo. Por ejemplo, el borde de ataque del campo de flujo Prometheus se movió de 75 a 95 kilómetros (47 a 59 millas) entre las observaciones de la Voyager en 1979 y Galileo en 1996. [48] Aunque generalmente eclipsado por las erupciones dominadas por explosiones, el caudal promedio en estos campos de flujo compuesto es mucho mayor que lo que se observa en flujos de lava contemporáneos similares en la Tierra. Durante la misión Galileo se observaron tasas de cobertura de superficie promedio de 35 a 60 metros cuadrados (380 a 650 pies cuadrados) por segundo en Prometheus y Amirani , en comparación con 0,6 metros cuadrados (6,5 pies cuadrados) por segundo en Kīlauea. [49]
Las erupciones dominadas por explosiones son las más pronunciadas de los estilos de erupción de Ío. Estas erupciones, a veces llamadas erupciones "explosivas" por sus detecciones en la Tierra, se caracterizan por su corta duración (que dura sólo semanas o meses), inicio rápido, grandes caudales volumétricos y altas emisiones térmicas. [50] Conducen a un aumento significativo y de corta duración en el brillo general de Io en el infrarrojo cercano. La erupción volcánica más poderosa observada en Ío fue una erupción "explosiva" en Surt , observada por astrónomos terrestres el 22 de febrero de 2001. [51]
Las erupciones dominadas por explosiones ocurren cuando un cuerpo de magma (llamado dique ) desde las profundidades del manto parcialmente fundido de Ío alcanza la superficie en una fisura. Esto da como resultado una espectacular exhibición de fuentes de lava . [52] Durante el comienzo de la erupción, la emisión térmica está dominada por una fuerte radiación infrarroja de 1 a 3 μm . Es producida por una gran cantidad de lava fresca expuesta dentro de las fuentes en el respiradero de la fuente de la erupción. [53] Las erupciones en Tvashtar en noviembre de 1999 y febrero de 2007 se centraron en una "cortina" de lava de 25 kilómetros (16 millas) de largo y 1 kilómetro (0,62 millas) de alto producida en una pequeña pátera anidada dentro del complejo más grande de Tvashtar Paterae. [52] [54]
La gran cantidad de lava fundida expuesta en estas fuentes de lava ha brindado a los investigadores la mejor oportunidad para medir las temperaturas reales de las lavas jónicas. Las temperaturas que sugieren una composición de lava ultramáfica similar a las komatiitas precámbricas (alrededor de 1.600 K o 1.300 °C o 2.400 °F) son dominantes en tales erupciones, aunque no se puede descartar el sobrecalentamiento del magma durante el ascenso a la superficie como un factor en las altas temperaturas de la erupción. [5]
Aunque la etapa más explosiva, de generación de lava, puede durar sólo de unos pocos días a una semana, las erupciones dominadas por explosiones pueden continuar durante semanas o meses, produciendo grandes y voluminosos flujos de lava de silicato. Una gran erupción en 1997 de una fisura al noroeste de Pillan Patera produjo más de 31 kilómetros cúbicos (7,4 millas cúbicas) de lava fresca en un período de 2+1 ⁄ 2 - a 5+Durante un mes y medio , inundó posteriormente el suelo de Pillan Patera. [55] Las observaciones de Galileo sugieren tasas de cobertura de lava en Pillan entre 1.000 y 3.000 metros cuadrados (11.000 y 32.000 pies cuadrados) por segundo durante la erupción de 1997. Se encontró que el flujo de Pillan tenía 10 m (33 pies) de espesor, en comparación con los flujos de 1 m (3 pies) de espesor observados en los campos inflados en Prometheus y Amirani. Galileo observó flujos de lava similares y rápidamente emplazadosen Thor en 2001. [38] Dichos caudales son similares a los observados en la erupción de Laki en Islandia en 1783 y en las erupciones de basalto terrestres. [6]
Las erupciones dominadas por explosiones pueden producir cambios dramáticos (pero a menudo de corta duración) en la superficie alrededor del sitio de la erupción, como grandes depósitos piroclásticos y penachos producidos cuando el gas se disuelve de las fuentes de lava. [53] La erupción de Pillan de 1997 produjo un depósito de 400 km (250 millas) de ancho de material de silicato oscuro y dióxido de azufre brillante. [55] Las erupciones de Tvashtar de 2000 y 2007 generaron una columna de 330 km (210 millas) de altura que depositó un anillo de azufre rojo y dióxido de azufre de 1200 km (750 millas) de ancho. [56] A pesar de la dramática apariencia de estas características, sin un reabastecimiento continuo de material, los alrededores del respiradero a menudo vuelven a su apariencia previa a la erupción en un período de meses (en el caso de Grian Patera) o años (como en Pillan Patera). [8]
El descubrimiento de columnas volcánicas en Pele y Loki en 1979 proporcionó pruebas concluyentes de que Ío era geológicamente activo. [1] Generalmente, las columnas se forman cuando volátiles como el azufre y el dióxido de azufre son expulsados hacia el cielo desde los volcanes de Ío a velocidades que alcanzan 1 kilómetro por segundo (0,62 mi/s), creando nubes de gas y polvo en forma de paraguas. Otros materiales que podrían encontrarse en las columnas volcánicas incluyen sodio , potasio y cloro . [57] [58] Aunque tienen una apariencia llamativa, las columnas volcánicas son relativamente poco comunes. De los aproximadamente 150 volcanes activos observados en Ío, sólo se han observado columnas en un par de docenas de ellos. [7] [54] El área limitada de los flujos de lava de Ío sugiere que gran parte de la repavimentación necesaria para borrar el registro de cráteres de Ío debe provenir de depósitos de columnas. [8]
El tipo más común de columna volcánica en Io son columnas de polvo, o columnas de tipo Prometeo, que se producen cuando los flujos de lava invasores vaporizan la escarcha de dióxido de azufre subyacente, enviando el material hacia el cielo. [59] Ejemplos de plumas de tipo Prometheus incluyen Prometheus , Amirani , Zamama y Masubi . Estas columnas suelen tener menos de 100 kilómetros (62 millas) de altura con velocidades de erupción de alrededor de 0,5 kilómetros por segundo (0,31 mi/s). [60] Las plumas de tipo Prometeo son ricas en polvo, con un núcleo interior denso y una zona de choque en la parte superior del dosel , lo que les da una apariencia de paraguas. Estas columnas suelen formar depósitos circulares brillantes, con un radio que oscila entre 100 y 250 kilómetros (62 y 155 millas) y que consisten principalmente en escarcha de dióxido de azufre. Los penachos de tipo Prometeo se ven con frecuencia en erupciones dominadas por flujo, lo que ayuda a que este tipo de penacho sea bastante duradero. Cuatro de las seis columnas de tipo Prometeo observadas por la Voyager 1 en 1979 también fueron observadas durante la misión Galileo y por New Horizons en 2007. [17] [54] Aunque la columna de polvo se puede ver claramente en imágenes de luz visible iluminadas por el sol Io adquiridas al pasar naves espaciales, muchas columnas de tipo Prometeo tienen un halo exterior de material más débil y rico en gas que alcanza alturas cercanas a las de las columnas más grandes de tipo Pele. [7]
Las columnas más grandes de Io, las columnas tipo Pele, se crean cuando el azufre y el dióxido de azufre se liberan del magma en erupción en los respiraderos volcánicos o lagos de lava, llevando consigo material piroclástico de silicato . [7] [61] Las pocas columnas de tipo Pele que se han observado generalmente están asociadas con erupciones dominadas por explosiones y son de corta duración. [6] La excepción a esto es Pele , que está asociada con una erupción activa de larga duración de un lago de lava, aunque se cree que la columna es intermitente. [7] Las temperaturas y presiones de ventilación más altas asociadas con estas columnas generan velocidades de erupción de hasta 1 kilómetro por segundo (0,62 mi/s), lo que les permite alcanzar alturas de entre 300 y 500 kilómetros (190 y 310 millas). [60] Las columnas de tipo Pele forman depósitos superficiales rojos (de azufre de cadena corta) y negros (de piroclásticos de silicato), incluidos grandes anillos rojos de 1.000 kilómetros (620 millas) de ancho, como se ve en Pele. [8] Se cree que los componentes sulfurosos en erupción de las columnas de tipo Pele son el resultado de una cantidad excesiva de azufre en la corteza de Io y una disminución de la solubilidad del azufre a mayores profundidades en la litosfera de Io . [61] Generalmente son más débiles que las columnas de tipo Prometeo como resultado del bajo contenido de polvo, lo que hace que algunas se denominen columnas furtivas. Estas columnas a veces sólo se ven en imágenes tomadas mientras Io está a la sombra de Júpiter o en aquellas tomadas en ultravioleta . El poco polvo que es visible en las imágenes iluminadas por el sol se genera cuando el azufre y el dióxido de azufre se condensan cuando los gases alcanzan la cima de sus trayectorias balísticas. [7] Es por eso que estas columnas carecen de la densa columna central que se ve en las columnas de tipo Prometeo, en las que se genera polvo en la fuente de la columna. Se han observado ejemplos de penachos de tipo Pele en Pele, Tvashtar y Grian. [7]
