La montaña Paektu, también conocida como Changbaishan, en la frontera entre la República Popular Democrática de Corea y China [1] , entró en erupción a finales del año 946 d.C. [2] [3] Este evento se conoce como Erupción del Milenio o erupción Tianchi . [4] Es una de las erupciones volcánicas más poderosas de la historia registrada y está clasificada como una erupción de magnitud 6,5-7 (o VEI-6 ). [5] [6] [7]
La erupción expulsó entre 13 y 47 kilómetros cúbicos [5] [6] [7] de magma (equivalente a roca densa) y formó una caldera , que ahora contiene un lago ( Heaven Lake ). La erupción tuvo dos fases, cada una de las cuales incluyó una lluvia pliniana y un flujo piroclástico y magmas en erupción que eran diferentes en composición. [8] Un promedio de 5 cm (2,0 pulgadas) de ceniza pliniana y de coignimbrita cubrieron aproximadamente 1.500.000 km 2 (580.000 millas cuadradas) del Mar de Japón y el norte de Japón. [9] [10] Esta capa de ceniza ha sido denominada "ceniza de Baegdusan-Tomakomai" (B-Tm) [9] y es un valioso marcador de horizonte para correlacionar archivos sedimentarios regionales en y alrededor del Mar de Japón. La Erupción del Milenio fue una de las erupciones más grandes y poderosas de los últimos 5.000 años, junto con la erupción minoica de Thera , la erupción Hatepe del lago Taupō (alrededor de 230 d.C.), la erupción del lago Ilopango en 431 d.C. , la erupción de 1257 d.C. Monte Samalas cerca del Monte Rinjani y la erupción del Monte Tambora en 1815 .
La capa de ceniza de la erupción es un marcador de horizonte invaluable para fechar y correlacionar archivos sedimentarios regionales con 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 de la montaña Paektu, antes de su asentamiento final a finales del año 946 d.C.
Se logró una fecha precisa de radiocarbono para la Erupción del Milenio mediante la obtención de numerosas mediciones de radiocarbono en los tocones de árboles que fueron talados y carbonizados durante la erupción. Estas mediciones de radiocarbono se combinaron en la curva de calibración para limitar la fecha entre 938 y 946 d.C. Se obtuvieron más limitaciones sobre la fecha cuando se identificó el principal pico de carbono-14 del año 774-775 CE ( evento Miyake ) en uno de los tocones de árboles talados por la erupción. Se contaron exactamente 172 anillos entre este evento de Miyake del año 774-775 d.C. y el borde de la corteza, lo que implica que el árbol fue asesinado en el año 946 d.C. Esta fecha respalda la obtenida del modelo de edad del núcleo del hielo de Groenlandia. Los fragmentos de vidrio volcánico comenditico y traquítico con huellas químicas asociadas con la erupción del Milenio se ubicaron en el núcleo de hielo de Groenlandia, y la posición corresponde a una fecha de 946-947 d.C. El tocón de árbol con anillos conservados y el evento Miyake de 774-775 d.C., y la identificación de la capa de tefra en los núcleos de hielo de Groenlandia fechados 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 de Japón ):
El 19 de febrero de 944 EC, alrededor de la medianoche, se escucha un temblor arriba.
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, había amnistía.
Kaesŏng está aproximadamente a 470 km del volcán Paektu, una distancia en la que es posible que se haya escuchado 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 de 946 EC, al anochecer, la ceniza blanca cayó suavemente como nieve.
La "ceniza blanca" puede haber sido la primera fase blanca, comenditica , de la caída de ceniza B-Tm. [11] Tres meses después, el Dai Nihon Kokiroku ( Antiguos diarios de Japón ) y el Nihon Kiryaku ( Crónica de Japón ) documentaron un fuerte disturbio el mismo día: [11]
El 7 de febrero de 947 EC, se escuchó un sonido en el cielo, como un trueno.
La cronología de los núcleos de hielo [12] y la datación de anillos de árboles permiten datar con extrema precisión el año calendario exacto de cualquier profundidad de hielo en la Era Común o de cualquier anillo de árbol sin prácticamente ninguna incertidumbre sobre la edad. Se encontraron fragmentos de vidrio volcánico riolítico y traquítico con huellas químicas del magma del Milenio en una profundidad de hielo fechada precisamente entre 946 y 947 d.C., lo que confirma efectivamente que la erupción ocurrió dentro de los últimos 3 meses de 946 d.C. [12] [13]
Una confirmación adicional provino de estudios de los anillos de los árboles de un alerce subfósil que fue sumergido y muerto durante la erupción explosiva inicial. El árbol estaba vivo y registró los cambios químicos atmosféricos durante el principal 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 fue asesinado en el año 946 d.C. Esto proporciona una fecha inequívoca para la Erupción del Milenio. [2]
Amplios estudios del registro sedimentario de la Erupción del Milenio revelaron que la erupción tuvo dos fases, y ambas generaron lluvias generalizadas de tefra y flujos piroclásticos. [10] [14] La primera fase comenzó con una erupción pliniana que produjo tefra comenditica ampliamente dispersa, seguida de flujos y oleadas piroclásticas no soldadas . Después de una pausa de duración desconocida, la segunda fase produjo aglutinados traquíticos y depósitos de flujo y oleaje 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 lluvia radiactiva de piedra pómez se superpone inmediatamente, sin coexistencia como lo indica la falta de intercalamiento , por flujos piroclásticos masivos que cubrieron un área de 2.000 km 2 (770 millas cuadradas) con un espesor promedio de 5 m (16 pies). ) y alcanzó 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 distinto color gris claro. 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 la caída de ceniza blanca en Nara, se sugiere que la primera fase pudo haber comenzado el 2 de noviembre de 946 EC.
Todavía hay disputas sobre qué productos piroclásticos se colocaron durante la segunda fase y si hubo un período significativo de inactividad entre la primera y la segunda fase. En múltiples ubicaciones, 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 alterno e intercaladas con flujos piroclásticos concurrentes provenientes del colapso de columnas. En esta fase se reconocen hasta siete unidades de caída. La lluvia radiactiva también se depositó como aglutinados de alta temperatura que cubrían la pared interior de la caldera. Los flujos piroclásticos de esta fase llenaron paleovalles en todas direcciones dentro de un radio de 20 km (12 millas) de la caldera. La parte superior de los depósitos de la segunda fase es también una capa de ceniza de coignimbrita. Hubo una dispersión generalizada de cenizas asociada con esta fase traquítica, [9] [10] y el modelado sugiere que la columna de erupción se extendió >30 km de altitud y la tasa de erupción masiva fue superior a 10,8 kg /s. [7]
Con base en los espesores proximal y distal del depósito, se estimó que el volumen de precipitación radiactiva estuvo entre 13,4 y 37,4 km 3 Equivalente de Roca Densa (DRE) de magma, y el volumen de PDC fue de alrededor de 6,2-7,8 km 3 DRE. [6] Estas estimaciones sitúan el volumen total de la erupción entre 40,2 y 97,7 km 3 , lo que equivale a 17,5 a 42,5 km 3 de magma DRE (utilizando una densidad de depósito de tefra de 1000 kg/m 3 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 limitar los parámetros de erupción y los volúmenes de las dos fases separadas. [7] Entre 3 y 16 km 3 (la mejor estimación es 7,2 km 3 ) de magma del DRE se dispersaron en la primera fase comenditica, y entre 4 y 20 km 3 (la mejor estimación es 9,3 km 3 ) durante la segunda fase traquítica de la erupción. . [7] Cuando se consideran los volúmenes de PDC con estos volúmenes de lluvia radiactivos actualizados, los volúmenes totales son de alrededor de 23 km 3 de magma DRE, similar a la cantidad de material extraído del edificio para generar una caldera. [7]
Las grandes erupciones volcánicas pueden inyectar una gran cantidad de volátiles y aerosoles a la atmósfera, provocando inviernos volcánicos y cambios ambientales. [15]
La cantidad de volátiles liberados por una erupción, como F, Cl y S, se evalúa tomando la cantidad del elemento volátil disuelto en el magma cuando estaba cristalizando y quitando la cantidad que todavía estaba en el magma cuando entró en erupción. Las ampollas de magma a menudo quedan atrapadas en los cristales durante la cristalización formando inclusiones fundidas, que se analizan para determinar la concentración volátil original. La cantidad restante de materia volátil disuelta en la masa fundida se determina analizando la matriz de vidrio, el magma que se extingue durante la erupción. La diferencia en el elemento volátil entre el MI y el vidrio de 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 F, Cl y S del MI y de los vidrios de matriz para el magma comenditico que estalló en las primeras fases de la erupción. [16] [17] [18] [19] Usando estos contenidos volátiles promedio en el MI y la matriz de vidrio combinados con el volumen de magma comendita (3-17 km 3 DRE), la liberación de volátiles fue entre 5 y 30 Tg S, 6- 32 Tg F y 2-15 Tg Cl. [7] Los contenidos de F y Cl del MI y de los vidrios de matriz cubren un rango similar, lo que sugiere que las masas fundidas probablemente no estaban saturadas en F o Cl, 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 que la carga de S era ~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 tuvo como resultado un importante impacto climático mundial, aunque estudios más recientes indican que la Erupción del Milenio del volcán Monte Paektu puede haberse limitado a efectos climáticos regionales. [21] [5] [13] [12] Sin embargo, hay algunas anomalías meteorológicas en 945-948 d.C. que pueden estar relacionadas con la Erupción del Milenio. [22] Se cree que el evento provocó un invierno volcánico .
41°59′35″N 128°04′37″E / 41.9931°N 128.0769°E / 41.9931; 128.0769