El vulcanismo en Ío , una luna de Júpiter , está representado por la presencia de volcanes , fosas volcánicas y flujos de lava en la superficie. La actividad volcánica de Ío 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 la existencia de hasta 400 volcanes de este tipo según estas observaciones. [2] El vulcanismo de Ío convierte al satélite en uno de los cuatro únicos mundos volcánica o criovolcánicamente activos conocidos actualmente en el Sistema Solar (los otros son la Tierra , la luna de Saturno Encélado y la luna de Neptuno Tritón ).
Predicho por primera vez poco antes del paso de la Voyager 1 , la fuente de calor para el vulcanismo de Ío proviene del calentamiento por 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 el calor primordial de acreción . [4] La órbita excéntrica de Ío conduce a una ligera diferencia en la atracción gravitatoria de Júpiter sobre el satélite entre sus puntos más cercanos y más lejanos en su órbita, lo que causa un abultamiento de marea variable. Esta variación en la forma de Ío causa un calentamiento por fricción en su interior. Sin este calentamiento por mareas, Ío podría haber sido similar a la Luna , un mundo de tamaño y masa similares, geológicamente muerto y cubierto de numerosos cráteres de impacto. [3]
El vulcanismo de Ío ha dado lugar a 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 difieren en duración, intensidad, velocidad de efusión de lava y si la erupción se produce 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 observadas en la Tierra en volcanes en escudo como el Kilauea en Hawái . [5] Aunque la mayor parte de la lava en Ío 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 1600 K (1300 °C; 2400 °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 y la superficie de Ío, algunas erupciones expulsan azufre, dióxido de azufre y material piroclástico hasta 500 kilómetros (310 millas) hacia el espacio, produciendo grandes columnas volcánicas con forma de paraguas. [7] Este material tiñe el terreno circundante de 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 de vulcanismo y columnas volcánicas en Ío durante un sobrevuelo el 3 de febrero de 2024. [9]
Antes del encuentro de la Voyager 1 con Ío el 5 de marzo de 1979, se pensaba que Ío era un mundo muerto, muy parecido a la Luna . El descubrimiento de una nube de sodio que rodeaba a Ío dio lugar a teorías de que el satélite estaría cubierto de evaporitas . [10]
Los indicios de descubrimientos por venir surgieron de observaciones infrarrojas basadas en la Tierra tomadas en la década de 1970. Un flujo térmico anómalamente 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 en 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 Europa y Ganímedes . [12] Estos resultados fueron considerablemente diferentes de las mediciones tomadas en longitudes de onda de 20 μm, que sugirieron que Ío tenía propiedades superficiales similares a los otros satélites galileanos. [11] Robert Nelson y Bruce Hapke intentaron explicar estas características en el espectro de Ío sugiriendo la actividad fumarólica como un mecanismo para producir alótropos de azufre de cadena corta en la superficie de Ío. [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 Ío y el calentamiento solar, mientras que el calentamiento solar proporciona una fracción mucho mayor del flujo en longitudes de onda más largas. [14] Un marcado aumento en la emisión térmica de Ío a 5 μm fue observado el 20 de febrero de 1978 por Witteborn, et al. El grupo consideró la actividad volcánica en ese momento, en cuyo caso los datos se ajustaron a una región en Ío 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 Ío con la magnetosfera de Júpiter. [15]
Poco antes del encuentro de la Voyager 1 , Stan Peale , Patrick Cassen y RT Reynolds publicaron un artículo en la revista Science en el que predecían una superficie modificada volcánicamente 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 atracción variable de las mareas de Júpiter sobre Ío causada por su órbita ligeramente excéntrica. Sus cálculos sugirieron que la cantidad de calor generada por un Ío con un interior homogéneo sería tres veces mayor que la cantidad de calor generada por la desintegración de isótopos radiactivos por sí sola. Este efecto sería aún mayor con un Ío diferenciado. [3]
Las primeras imágenes de Ío tomadas por la Voyager 1 revelaron la ausencia de cráteres de impacto , lo que sugiere una superficie muy joven. Los geólogos utilizan los cráteres para estimar la edad de la superficie de un planeta ; el número de estructuras de impacto aumenta con la edad de la superficie planetaria. En cambio, la Voyager 1 observó una superficie multicolor, llena de 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 sugería que, tal como Peale y sus colegas habían teorizado, Ío estaba muy modificada por el vulcanismo. [16]
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 borde. [1] Al principio, sospechó que la nube era una luna detrás de Ío, pero ningún cuerpo de tamaño adecuado habría estado en esa ubicación. 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 las imágenes de Ío de la Voyager . Estas columnas luego recibieron nombres de deidades mitológicas asociadas con el fuego, los volcanes o el caos: Loki (dos columnas separadas), Prometeo , Volund, Amirani , Maui , Marduk y Masubi . [13] : 13 También se encontraron emisiones térmicas de múltiples fuentes, indicativas de enfriamiento de lava. [18] Se observaron cambios en la superficie cuando se compararon las imágenes adquiridas por la Voyager 2 con las tomadas cuatro meses antes por la Voyager 1 , incluidos nuevos depósitos de columnas en Aten Patera y Surt . [19]
La principal fuente de calor interno de Ío proviene de las fuerzas de marea generadas por la atracción gravitatoria 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 acreción . [4] [20] En la Tierra, estas fuentes de calor internas impulsan la convección del manto , que a su vez causa vulcanismo a través de la tectónica de placas . [21]
El calentamiento por marea de Ío 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 por marea dentro de Ío haga circular su órbita. La excentricidad conduce a diferencias verticales en el abultamiento de marea de Ío de hasta 100 metros (330 pies) a medida que la atracción gravitatoria de Júpiter varía entre los puntos de periapsis y apoapsis en la órbita de Ío. Esta atracción de marea variable también produce fricción en el interior de Ío, suficiente para causar un calentamiento y fusión de marea significativos. A diferencia de la Tierra, donde la mayor parte de su calor interno se libera por conducción a través de la corteza, en Ío 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 mareas 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 a partir del calentamiento por 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 varias formas de azufre elemental fundido. [24] Se descubrió que la coloración de los flujos era similar a sus diversos alótropos. Las diferencias en el color y el brillo de la lava son una 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), material rojo 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, enfriándose a medida que la lava se aleja de él. Además, las mediciones de temperatura de emisión térmica en Loki Patera tomadas por el instrumento IRIS (Radiómetro y Espectrómetro de Interferometría Infrarroja) 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 son indicativas de temperaturas más altas. Esto significó que las temperaturas consistentes con el vulcanismo de silicato no fueron descubiertas por la Voyager . A pesar de esto, los científicos de la Voyager dedujeron que los silicatos deben jugar un papel en la apariencia juvenil de Ío, a partir de su alta densidad y la necesidad de silicatos para sostener las empinadas pendientes a lo largo de las paredes de la patera. [25] La contradicción entre la evidencia estructural y los datos espectrales y de temperatura posteriores a los sobrevuelos de la Voyager condujo a un debate en la comunidad científica planetaria sobre la composición de los flujos de lava de Ío, si estaban compuestos de silicato o materiales sulfurosos. [26]
Los estudios infrarrojos realizados desde la Tierra en los años 1980 y 1990 cambiaron el paradigma de un vulcanismo predominantemente de azufre a uno en el que predomina el vulcanismo de silicato, y el azufre actúa en un papel secundario. [26] En 1986, las mediciones de una erupción brillante en el hemisferio delantero 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 u 827 °F), lo que indica una composición de silicato para al menos algunos de los flujos de lava de Ío. [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 los flujos de lava de silicato en Io sugirió que se enfriaron rápidamente, lo que provocó que su emisión térmica estuviera dominada por componentes de temperatura más baja, como flujos solidificados, en oposición a las pequeñas áreas cubiertas por lava aún fundida cerca de la temperatura de erupción real. [29]
El vulcanismo de silicato, que involucra lava basáltica con composiciones máficas a ultramáficas ( ricas en magnesio ), fue confirmado por la sonda espacial Galileo en los años 1990 y 2000 a partir de mediciones de temperatura de numerosos puntos calientes de Ío, lugares donde se detecta emisión térmica y a partir de mediciones espectrales del material oscuro de Ío. Las mediciones de temperatura del Solid-State Imager (SSI) y el Near-Infrared Mapping Spectrometer (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 1600 K (1300 °C; 2400 °F), como en la erupción de Pillan Patera en 1997. [5] Las estimaciones iniciales durante el curso de la misión Galileo que sugerían temperaturas de erupción cercanas a los 2000 K (1700 °C; 3100 °F) [30] han demostrado ser sobreestimaciones porque se utilizaron modelos térmicos incorrectos para calcular las temperaturas. [5] Las observaciones espectrales del material oscuro de Ío 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 observa en fosas volcánicas, flujos de lava fresca 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 komatitas 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 temperatura más alta. [5]
Aunque las mediciones de temperatura de los volcanes de Ío zanjaron el debate sobre azufre versus silicatos que persistió entre las misiones Voyager y Galileo en Júpiter, el azufre y el dióxido de azufre aún desempeñan un papel importante en los fenómenos observados en Ío. Ambos materiales se han detectado 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 Ío, 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 astrónomos terrestres y sondas espaciales han permitido identificar diferencias en los tipos de erupciones que se observan en el satélite. Los tres tipos principales identificados son las erupciones intrapatera , las dominadas por flujo y las dominadas por explosión . Se diferencian en cuanto a 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 una cámara de magma vacía colapsa, como sus primos terrestres. Una hipótesis sugiere que se producen a través de la exhumación de umbrales volcánicos , con el material suprayacente siendo expulsado o integrado en el umbral. [36] Algunas paterae muestran evidencia de múltiples colapsos, similares a las calderas en la cima del Monte Olimpo 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 descriptor en latín empleado por la Unión Astronómica Internacional para nombrarlas, paterae . A diferencia de las características similares en la Tierra y Marte, estas depresiones generalmente no se encuentran en la cima de los volcanes escudo y son más grandes, con un diámetro promedio de 41 kilómetros (25 mi). [35] Se han medido profundidades de patera solo para unas pocas pateras y, por lo general, superan 1 km. [37] La depresión volcánica más grande de Io es Loki Patera , con 202 kilómetros (126 mi) de ancho. Cualquiera que sea el mecanismo de formación, la morfología y la distribución de muchas pateras sugieren que están controladas estructuralmente 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, extendiéndose por el suelo de las pateras, o lagos de lava . [38] [39] A excepción de las observaciones de Galileo durante sus siete sobrevuelos cercanos, puede ser difícil diferenciar entre un lago de lava y una erupción de flujo de lava en el suelo de una patera, debido a la resolución inadecuada y las características similares de emisión térmica. Las erupciones de flujo de lava intra-patera, como la erupción de Gish Bar Patera en 2001, pueden ser tan voluminosas como las que se observan extendiéndose por las llanuras jónicas. [39] También se han observado características similares a flujos dentro de varias pateras, como Camaxtli Patera, lo que sugiere que los flujos de lava resurgen periódicamente en sus suelos. [40]
Los lagos de lava jónicos son depresiones parcialmente llenas de lava fundida cubiertas por una fina corteza solidificada. Estos lagos de lava están conectados directamente a 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 patera, causada por la ruptura de la corteza del lago a lo largo del borde de la patera. 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, lo que desencadena un aumento de la emisión térmica en el volcán. [42] En algunos lagos de lava, como el de Pele, esto ocurre de forma continua, lo que convierte a Pele en uno de los emisores de calor más brillantes en el espectro infrarrojo cercano de 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 tranquilos, una ola de corteza hundida se extiende por la patera a un ritmo de aproximadamente 1 kilómetro (0,6 millas) por día, formándose una nueva corteza detrás de ella hasta que todo el lago haya vuelto a emerger. Otra erupción solo comenzaría una vez que la nueva corteza se haya enfriado y engrosado lo suficiente como para que ya no pueda flotar sobre la lava fundida. [44] Durante un episodio de vuelco, Loki puede emitir hasta diez veces más calor que cuando su corteza es estable. [45]
Las erupciones dominadas por flujo son eventos de larga duración que generan flujos de lava extensos y 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 los respiraderos en el suelo de las pateras, los respiraderos que rodean a las pateras o desde las fisuras en las llanuras, produciendo flujos de lava inflados y compuestos similares a los observados en Kilauea en Hawái. [40] Las imágenes de la sonda espacial Galileo revelaron que muchos de los principales flujos de Ío, como los de Prometeo y Amirani , se producen por la acumulación de pequeños brotes de lava sobre flujos más antiguos. [40] Las erupciones dominadas por flujo se diferencian de las erupciones dominadas por explosión 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 flujo pueden durar años o décadas.
Se han observado campos de flujo activos de más de 300 kilómetros (190 millas) de largo en Ío, 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] El espesor de los campos de flujo no fue determinado por Galileo, pero es probable que las erupciones individuales en su superficie tengan un espesor de 1 m (3 pies). En muchos casos, las erupciones de lava activas fluyen hacia la superficie en lugares a decenas o cientos de kilómetros del respiradero fuente, con bajas cantidades de emisión térmica observadas entre este y la erupción. Esto sugiere que la lava fluye a través de tubos de lava desde el respiradero fuente hasta la erupción. [47]
Aunque estas erupciones suelen tener un ritmo constante, se han observado erupciones de lava de mayor magnitud en muchos lugares donde predominan los flujos. Por ejemplo, el borde delantero del campo de flujo de Prometeo se desplazó entre 75 y 95 kilómetros (47 y 59 millas) entre las observaciones de la Voyager en 1979 y la de Galileo en 1996. [48] Aunque en general se ve eclipsada por las erupciones dominadas por explosiones, el caudal medio en estos campos de flujo compuesto es mucho mayor que el que se observa en flujos de lava contemporáneos similares en la Tierra. Durante la misión Galileo se observaron tasas medias de cobertura de la superficie de 35 a 60 metros cuadrados (380 a 650 pies cuadrados) por segundo en Prometeo y Amirani , en comparación con los 0,6 metros cuadrados (6,5 pies cuadrados) por segundo en Kilauea. [49]
Las erupciones dominadas por explosiones son las más pronunciadas de los estilos de erupción de Ío. Estas erupciones, a veces llamadas erupciones de "estallido" por sus detecciones desde la Tierra, se caracterizan por su corta duración (duran solo semanas o meses), inicio rápido, grandes caudales volumétricos y alta emisión térmica. [50] Provocan un aumento significativo y de corta duración del brillo general de Ío en el infrarrojo cercano. La erupción volcánica más potente observada en Ío fue una erupción de "estallido" 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 ) de las profundidades del manto parcialmente fundido de Ío alcanza la superficie en una fisura. Esto da como resultado una exhibición espectacular 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 erupción. [53] Las erupciones de explosión 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 patera anidada dentro del complejo más grande de Tvashtar Paterae. [52] [54]
La gran cantidad de lava fundida expuesta en estas fuentes de lava ha proporcionado a los investigadores la mejor oportunidad de medir las temperaturas reales de las lavas jónicas. Las temperaturas que sugieren una composición de lava ultramáfica similar a las komatitas precámbricas (alrededor de 1600 K o 1300 °C o 2400 °F) son dominantes en tales erupciones, aunque el sobrecalentamiento del magma durante el ascenso a la superficie no puede descartarse como un factor en las altas temperaturas de la erupción. [5]
Aunque la etapa más explosiva, en la que se forman fuentes de lava, puede durar solo unos días o 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 en una fisura al noroeste de Pillan Patera produjo más de 31 kilómetros cúbicos (7,4 millas cúbicas) de lava fresca en un área de 2.+1 ⁄ 2 - a 5+1 ⁄ 2 mes de duración, y posteriormente inundó el suelo de Pillan Patera. [55] Las observaciones de Galileo sugieren tasas de cobertura de lava en Pillan de 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 de Prometeo y Amirani. Galileo observó flujos de lava similares y de rápido emplazamiento en Thor en 2001. [38] Tales tasas de flujo son similares a las observadas en la erupción de Laki en Islandia en 1783 y en las erupciones de basalto de inundación terrestre. [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 columnas producidas por exsoluciones de gas de fuentes de lava. [53] La erupción de Pillan de 1997 produjo un depósito de 400 km (250 mi) 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 mi) de alto que depositó un anillo de azufre rojo y dióxido de azufre de 1200 km (750 mi) de ancho. [56] A pesar de la apariencia dramática de estas características, sin un reabastecimiento continuo de material, los alrededores del respiradero a menudo vuelven a su apariencia anterior 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 evidencia concluyente de que Ío era geológicamente activo. [1] Generalmente, las columnas se forman cuando volátiles como azufre y 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 con forma de paraguas. Materiales adicionales que podrían encontrarse en las columnas volcánicas incluyen sodio , potasio y cloro . [57] [58] Aunque sorprendentes en apariencia, las columnas volcánicas son relativamente poco comunes. De los 150 volcanes activos observados en Ío, solo 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 renovación de la superficie necesaria para borrar el registro de cráteres de Ío debe provenir de depósitos de columnas. [8]
El tipo más común de penacho volcánico en Ío son los penachos de polvo, o penachos 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] Los ejemplos de penachos de tipo Prometeo incluyen Prometeo , Amirani , Zamama y Masubi . Estos penachos suelen tener menos de 100 kilómetros (62 millas) de altura con velocidades de erupción de alrededor de 0,5 kilómetros por segundo (0,31 millas/s). [60] Los penachos de tipo Prometeo son ricos en polvo, con un núcleo interno denso y una zona de choque del dosel superior , lo que les da una apariencia similar a un paraguas. Estos penachos a menudo forman depósitos circulares brillantes, con un radio que varía 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 flujos, 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 de Ío adquiridas por naves espaciales que pasan, muchas columnas de tipo Prometeo tienen un halo exterior de material más tenue y rico en gas que alcanza alturas cercanas a las de las columnas más grandes de tipo Pele. [7]
Las columnas más grandes de Ío, las columnas de tipo Pele, se crean cuando el azufre y el dióxido de azufre se exuelven del magma en erupción en respiraderos volcánicos o lagos de lava, arrastrando material piroclástico de silicato con ellos. [7] [61] Las pocas columnas de tipo Pele que se han observado suelen estar asociadas a erupciones dominadas por explosiones y son de corta duración. [6] La excepción a esto es Pele , que está asociada a una erupción de lago de lava activa de larga duración, aunque se cree que la columna es intermitente. [7] Las temperaturas y presiones más altas de los respiraderos 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 mi). [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 1000 kilómetros (620 mi) de ancho, como se ve en Pele. [8] Se cree que los componentes sulfurosos erupcionados de las columnas de tipo Pele son el resultado de una cantidad excesiva de azufre en la corteza de Ío y una disminución de la solubilidad del azufre a mayores profundidades en la litosfera de Ío . [61] Generalmente son más tenues 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 solo se ven en imágenes adquiridas mientras Ío está a la sombra de Júpiter o en las 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 a medida que los gases alcanzan la parte superior de sus trayectorias balísticas. [7] Por eso, estas columnas carecen de la densa columna central que se observa en las columnas de tipo Prometeo, en las que el polvo se genera en la fuente de la columna. Se han observado ejemplos de columnas de tipo Pele en Pele, Tvashtar y Grian. [7]
