La erupción de 946 del monte Paektu , un estratovolcán en la frontera entre Corea del Norte y China también conocido como Changbaishan, [1] ocurrió a fines del año 946 d. C. [2] [3] Este evento se conoce como la Erupción del Milenio o erupción de Tianchi . [4] Es una de las erupciones volcánicas más poderosas en la historia registrada ; clasificada al menos como VEI 6. [5] [6] [7]
La erupción expulsó alrededor de 13–47 kilómetros cúbicos [5] [6] [7] de magma (equivalente de roca densa) y formó una caldera , que ahora contiene un lago ( lago Heaven ). La erupción tuvo dos fases que incluyeron cada una una lluvia pliniana y un flujo piroclástico y erupcionaron magmas que eran diferentes en composición. [8] Un promedio de 5 cm (2,0 pulgadas) de caída de ceniza pliniana y caída de ceniza de co- ignimbrita cubrió alrededor de 1.500.000 km2 ( 580.000 millas cuadradas) del Mar de Japón y el norte de Japón. [9] [10] Esta capa de ceniza ha sido denominada "ceniza Baegdusan-Tomakomai" (B-Tm) [9] y es un horizonte marcador valioso para correlacionar archivos sedimentarios regionales en y alrededor del Mar de Japón. La erupción del Milenio fue una de las más grandes y poderosas de los últimos 5000 años, junto con la erupción minoica de Thera , la erupción de Hatepe del lago Taupō (alrededor de 230 d. C.), la erupción del lago Ilopango de 431 d. C. , la erupción del monte Samalas de 1257 cerca del monte Rinjani y la erupción del monte Tambora de 1815 .
La capa de cenizas de la erupción es un horizonte marcador invaluable para datar y correlacionar los archivos sedimentarios regionales y globales, ya que se encuentran evidencias de la erupción en todo el Mar de Japón. Por lo tanto, el momento de esta erupción fue uno de los temas más intensamente estudiados en la vulcanología del monte Paektu , antes de su asentamiento definitivo a fines del año 946 d. C.
Se logró una fecha de radiocarbono precisa para la Erupción del Milenio mediante la obtención de numerosas mediciones de radiocarbono en los tocones de los árboles que fueron talados y carbonizados durante la erupción. Estas mediciones de radiocarbono se ajustaron mediante un sistema de ajuste de oscilación en la curva de calibración para restringir la fecha a entre 938 y 946 d. C. Se obtuvieron restricciones adicionales en la fecha cuando se identificó el pico principal de carbono-14 de 774-775 d. C. ( evento Miyake ) en uno de los tocones de árboles talados por la erupción. Se contaron exactamente 172 anillos entre este evento Miyake de 774-775 d. C. y el borde de la corteza, lo que implica que el árbol murió en 946 d. C. Esta fecha respalda la obtenida a partir del modelo de edad del núcleo de hielo de Groenlandia. Los fragmentos de vidrio volcánico comenditico y traquítico con huellas químicas asociadas con la erupción del Milenio se localizaron en el núcleo de hielo de Groenlandia, y la posición corresponde a una fecha de 946-947 d. C. El tocón del árbol con anillos preservados y el evento Miyake de 774-775 d.C., así como la identificación de la capa de tefra en los núcleos de hielo de Groenlandia datados con precisión, indican una fecha inequívoca de 946 d.C. para la Erupción del Milenio.
Varios fenómenos meteorológicos registrados en la antigua Corea y Japón a mediados del siglo X pueden haber sido causados por la Erupción del Milenio. El Nihon Kiryaku ( Crónica del Japón ):
El 19 de febrero del año 944 d.C., alrededor de la medianoche, se oyeron temblores y ruidos en el cielo.
Otro registro similar pero posterior de Goryeosa ( Historia de Goryeo ) describe, en el palacio de Kaesŏng , un fuerte disturbio:
En el primer año del reinado del emperador Jeongjong (946 d. C.), sonaron los tambores del cielo. Ese año, el cielo retumbó y gritó: hubo una amnistía.
Kaesŏng se encuentra a unos 470 km del volcán Paektu, una distancia a la que se pudo haber oído la erupción del Milenio. Además, la Historia del Templo Heungboksa ( Anales de Kōfukuji ) registró una observación particularmente interesante en Nara , Japón: [11]
El 3 de noviembre del año 946 d.C., al anochecer, una ceniza blanca cayó suavemente como nieve.
La "ceniza blanca" puede haber sido la primera fase blanca y comentítica de la caída de cenizas del B-Tm. [11] Tres meses después, el Dai Nihon Kokiroku ( Viejos diarios de Japón ) y el Nihon Kiryaku ( Crónica de Japón ) documentaron un fuerte disturbio el mismo día: [11]
El 7 de febrero del año 947 d.C., se oyó un ruido en el cielo, como un trueno.
La cronología de los núcleos de hielo [12] y la datación de los anillos de los árboles permiten una datación extremadamente precisa del año calendario exacto de cualquier profundidad de hielo en la era común o de cualquier anillo de árbol con una incertidumbre de edad prácticamente nula. Se encontraron fragmentos de vidrio volcánico riolítico y traquítico con huellas químicas de las del magma del Milenio a una profundidad de hielo que data exactamente de 946-947 d. C., lo que confirma efectivamente que la erupción ocurrió dentro de los últimos 3 meses de 946 d. C. [12] [13]
Otra confirmación la dieron los estudios de los anillos de los árboles de un alerce subfósil que fue engullido y murió durante la erupción explosiva inicial. El árbol estaba vivo y registró los cambios químicos atmosféricos durante el gran pico de carbono-14 del año 774 d . C. Entre este evento y el anillo más externo, hay exactamente 172 anillos, lo que implica que el árbol murió en el año 946 d. C. Esto proporciona una fecha inequívoca para la Erupción del Milenio. [2]
Estudios exhaustivos del registro sedimentario de la Erupción del Milenio revelaron que la erupción tuvo dos fases, ambas generando una amplia precipitación de tefra y flujos piroclásticos. [10] [14] La primera fase comenzó con una erupción pliniana que produjo tefra comenditica ampliamente dispersa seguida de flujos piroclásticos no soldados y oleadas . Después de una pausa de duración desconocida, la segunda fase produjo aglutinados traquíticos y depósitos de flujo y oleada piroclásticos soldados.
La primera fase comenzó con una columna eruptiva pliniana estable que se estimó que alcanzó una altura de 30 a 40 km [7] y produjo una capa ampliamente dispersa de piedra pómez de color claro. [7] La capa de piedra pómez se superpone inmediatamente, sin coocurrencia como lo indica la falta de intercalación , por flujos piroclásticos masivos que cubrieron un área de 2000 km2 ( 770 millas cuadradas) con un espesor promedio de 5 m (16 pies) y alcanzaron una distancia de hasta 50 km (31 millas). Estos flujos piroclásticos fueron generados por el colapso de la columna eruptiva pliniana. Una capa de ceniza de coignimbrita, generada a partir de la elutriación durante el flujo piroclástico, se superpone a los flujos piroclásticos, lo que representa la deposición más alta de esta fase de erupción. La composición del magma de esta fase fue predominantemente comenditica y de un color gris claro distintivo. Se ha estimado que la tasa de erupción masiva de esta fase es de 1-4 × 10 8 kg/s. [7] Con base en los registros históricos de caída de ceniza blanca en Nara, se sugiere que la primera fase puede haber comenzado el 2 de noviembre de 946 d.C.
Todavía hay controversias sobre qué productos piroclásticos se depositaron durante la segunda fase y si hubo un período significativo de inactividad entre la primera y la segunda fase. En varios lugares, los materiales no piroclásticos o la erosión separan los productos eruptivos de la primera y la segunda fase, lo que indica una pausa en la erupción.
A diferencia de la primera fase, esta fase comenzó con erupciones pulsantes de columnas no sostenidas caracterizadas por frecuentes colapsos de columnas, depositando múltiples unidades de caída de tefra de color alternado e intercaladas con flujos piroclásticos concurrentes provenientes del colapso de columnas. Se reconocen hasta siete unidades de caída en esta fase. Las precipitaciones también se depositaron como aglutinados de alta temperatura que cubrían la pared interna de la caldera. Los flujos piroclásticos de esta fase llenaron paleovalles en todas las direcciones dentro de un radio de 20 km (12 millas) de la caldera. La parte superior de los depósitos de la segunda fase también es una capa de ceniza de coignimbrita. Hubo una dispersión generalizada de ceniza asociada con esta fase traquítica, [9] [10] y el modelado sugiere que la columna de erupción se extendió a más de 30 km de altitud y la tasa de erupción masiva fue mayor a 10 8 kg/s. [7]
Con base en los espesores proximal y distal del depósito, se estimó que el volumen de precipitación fue de entre 13,4 y 37,4 km3 de equivalente de roca densa (DRE) de magma, y el volumen de la corriente de densidad piroclástica (PDC) fue de alrededor de 6,2-7,8 km3 de DRE. [6] Estas estimaciones sitúan el volumen a granel de la erupción entre 40,2 y 97,7 km3 , lo que equivale a 17,5 a 42,5 km3 de magma DRE (utilizando una densidad de depósito de tefra de 1000 kg/m3 y una densidad de magma de 2300 kg/m3 ) . Recientemente se utilizaron modelos de dispersión de tefra con espesores de precipitación de tefra de ambas fases para restringir los parámetros de erupción y los volúmenes de las dos fases separadas. [7] Entre 3 y 16 km3 ( mejor estimación de 7,2 km3 ) de magma DRE se dispersaron en la primera fase comenditica, y entre 4 y 20 km3 ( mejor estimación de 9,3 km3 ) durante la segunda fase traquítica de la erupción. [7] Cuando se consideran los volúmenes de PDC con estos volúmenes de precipitación actualizados, los volúmenes totales son alrededor de 23 km3 de magma DRE, similar a la cantidad de material eliminado del edificio para generar una caldera. [7]
Las grandes erupciones volcánicas pueden inyectar una gran cantidad de sustancias volátiles y aerosoles a la atmósfera, lo que provoca un invierno volcánico y cambios ambientales. [15]
La cantidad de volátiles liberados por una erupción, como flúor , cloro y azufre , se evaluó tomando la cantidad del elemento volátil disuelto en el magma cuando estaba cristalizando y quitando la cantidad que aún estaba en el magma cuando entró en erupción. Los cuerpos de magma a menudo quedan atrapados en los cristales durante la cristalización formando inclusiones de masa fundida, que se analizan para determinar la concentración original de volátiles. La cantidad restante de volátiles disueltos en la masa fundida se establece analizando el vidrio matriz (el magma extinguido en la erupción). La diferencia en el elemento volátil entre el MI y el vidrio matriz se multiplica luego por el volumen de la masa fundida para estimar la cantidad de volátiles que se liberan a la atmósfera. [15]
Se han medido los contenidos de flúor, cloro y azufre de los vidrios MI y matriz del magma comendítico que erupcionó en las primeras fases de la erupción. [16] [17] [18] [19] Utilizando estos contenidos volátiles promedio en el MI y el vidrio matriz combinados con el volumen de magma comendítico (3-17 km 3 DRE), la liberación de volátiles estuvo entre 5 y 30 Tg S, 6-32 Tg F y 2-15 Tg Cl. [7] Los contenidos de flúor y cloro de los vidrios MI y matriz cubren un rango similar, lo que sugiere que las masas fundidas probablemente no estaban saturadas en ninguno de los elementos, y la pérdida de estas fases volátiles podría ser insignificante. [7] El bajo rendimiento de S es consistente con los registros de núcleos de hielo que estimaron la carga de S fue ~2 Tg con base en el registro de sulfato de sal no marina, [20] y el impacto climático limitado registrado en indicadores paleoambientales y paleoclimáticos [2]
Se cree que la Erupción del Milenio emitió una enorme masa de volátiles a la estratosfera , lo que probablemente resultó en un importante impacto climático mundial, aunque estudios más recientes indican que la Erupción del Milenio del volcán Paektu puede haber estado limitada a efectos climáticos regionales. [21] [5] [13] [12] Sin embargo, hay algunas anomalías meteorológicas en el 945-948 d. C. que pueden estar relacionadas con la Erupción del Milenio. [22] Se cree que el evento causó un invierno volcánico .
41°59′35″N 128°04′37″E / 41.9931°N 128.0769°E / 41.9931; 128.0769