La erupción 946 de la montaña Paektu en Corea y China, también conocida como Erupción del Milenio o erupción Tianchi , fue una de las erupciones volcánicas más poderosas en la historia registrada y está clasificada como un evento VEI 7 . La erupción resultó en un breve período de cambio climático significativo en Manchuria . El año de la erupción no se ha determinado con precisión, pero un posible año es el 946 d.C. [1]
946 erupción de la montaña Paektu | |
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Volcán | Montaña Paektu |
Fecha | Posiblemente 946 (año exacto desconocido) |
Tipo | Ultra pliniano |
Localización | Jilin , China y provincia de Ryanggang , Corea del Norte |
VEI | 7 |
Impacto | Al menos cambios climáticos regionales a corto plazo |
La erupción expulsó alrededor de 100-120 kilómetros cúbicos (24-29 millas cúbicas) de tefra [2] [3] y colapsó la montaña en una caldera , que ahora contiene el lago del cráter llamado Heaven Lake . La erupción comenzó con una fuerte columna pliniana y terminó con voluminosos flujos piroclásticos . Un promedio de 5 cm (2,0 in) de Plinian caída de ceniza y co- ignimbrite caída de ceniza cubierto sobre 1500000 kilometros 2 (580.000 millas cuadradas) de la Mar de Japón y el norte de Japón. [2] Esta capa de ceniza se ha denominado "ceniza de Baegdusan-Tomakomai" (B-Tm). Probablemente ocurrió en invierno a fines del 946 d. C. [4] Esta fue una de las erupciones más grandes y violentas de los últimos 5000 años, junto con la erupción minoica de Thera , la erupción Hatepe del lago Taupo (alrededor del 180 d. C.), la 1257 erupción del monte Samalas cerca del monte Rinjani y la erupción del monte Tambora en 1815 .
Edad
Historia de 14
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citas de combinación de meneo
En 1996, Dunlap informó una edad de coincidencia de movimiento de alta precisión determinada en la Universidad de Arizona como 1039 ± 18 d.C. (2σ). [5] Sin embargo, en 1998, Liu informó14
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Mediciones desde el centro hasta el borde de la madera, seguidas de un ajuste con una curva de calibración de anillos de árboles de alta precisión, la edad obtenida de la erupción del Milenio se determinó en 1215 ± 15 d.C. [6] En 2000, Horn informó sobre otra datación por radiocarbono con combinación de meneo con un espectrómetro de masas AMS, y el intervalo de mayor probabilidad es 969 + 24 / -15 d. C. (945-984 d. C.; 2σ), que se usa ampliamente. En la década de 2000, al menos 5 de alta precisión14
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Se habían informado edades de emparejamiento de ondulaciones: 930-943 d. C., 926 ± 10 d. C., 945-960 d. C., 931 ± 10 d. C. y 946 ± 6 d. C. [1] [7] [8] [9] [10]
2013 14
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citas de combinación de meneo
Xu et al., (2013) [1] informaron 27 mejores fechas de meneo-fósforo de un solo árbol de 264 años parcialmente carbonizado, que es 946 ± 3 d.C. (1σ). Yin et al., (2012) también reportaron 82 mejores AMS con combinación de meneo14
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edades de las muestras de cuatro troncos carbonizados, que es 938/939. Sin embargo, el resultado de Xu et al. (2013) [1] utilizó un "regional14
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offset "en sus edades para disminuir el error, y su nueva fecha se obtuvo de la secuencia de anillos de árboles más larga con la precisión analítica más alta de ± 25 14
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años, en una secuencia de anillos de árboles de 260 años que cubre tres ondulaciones consecutivas alrededor del año 910 d. C., 785 d. C. y 730 d. C. 14
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La precisión analítica facilita más y más puntos de unión para una mejor datación de WM. Se cree que la nueva fecha representa aún la mejor alta precisión y alta precisión14
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Cronología de WM para la erupción del Milenio. [1] Las muestras de madera de Xu fueron cortadas de un árbol que crece en el área a unos 24 km del respiradero del volcán Changbaishan, no está claro si la emisión de CO 2 volcánico antes de la erupción podría afectar las muestras y producir edades un poco demasiado antiguas. [1] Las mejores fechas de WM para la erupción del Milenio utilizan el subconjunto eliminado de los valores atípicos del original.14
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mediciones y también tener en cuenta el efecto de posibles regionales 14
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compensado, y arrojó dos edades de WM casi idénticas de AD 945 ± 3 y AD 947 ± 3 , donde los índices de concordancia general y combinada de los modelos alcanzan sus valores más altos. [1] Por lo tanto, el promedio de estas dos edades de WM (946 dC ± 3) representa la edad de WM mejor modelada para la erupción del Milenio. [1]
Registros históricos
El libro Goryeosa (Historia de Goryeo) describe "是 歳 天 鼓 鳴 赦" y "定 宗 元年 天 鼓 鳴" (truenos del tambor celestial) en el 946 d. C. Además, el libro興福寺 年代 記(Anales de Kōfukuji) registra "十月 七 日夜 白灰 散 如雪" (3 de noviembre, lluvia de ceniza blanca como nevando) el 3 de noviembre de 946. [4] Los truenos pueden estar relacionados con la erupción del Milenio. , y la lluvia de ceniza blanca puede estar relacionada con la ceniza B-Tm. [4] Tres meses después, el 7 de febrero (947 d. C.), "十四 日 , 空中 有 聲 如 雷鳴" (el día 14, el aire sonó como un trueno) y "正月 十四 日 庚子 , 此 日 空中 有 聲 ,如雷"(El 14 del primer mes de Gengzi, hubo un sonido en el cielo, como un trueno) se registraron en貞 信 公 記y日本 紀 略. [4] Otro registro similar es el 19 de febrero de 944, en日本 紀 略"廿三 日 丙申 , 子 刻 , 振動 , 聲 在 上" (El 23 de Bingshen, alrededor de la medianoche, temblores, suena arriba). [4] Según el registro histórico, la erupción pudo haber comenzado en febrero de 944 o noviembre de 946, alcanzando su punto culminante en febrero de 947. [4]
Centro de hielo
Sun et al., (2013) [11] encontraron vidrio volcánico en Groenlandia, que bien podría haberse originado en el magma de la erupción del Milenio ( riolita y traquita ). La edad de la capa de vidrio volcánico es 939/940 d. C. Sin embargo, Sigl et al., (2015) [12] descubrieron que las cronologías de los núcleos de hielo están desplazadas en 7 años, y la capa de vidrio de la erupción del Milenio debería estar en 946/947 d. C. Esta conclusión es coherente con los registros históricos y de datación de coincidencias.
Citas multi-proxy
Oppenheimer et al., (2017) [13] Una señal de radiocarbono de 775 EC en un alerce subfósil envuelto y muerto durante la erupción explosiva inicial, combinada con evidencia glacial de Groenlandia, fecha la erupción a fines del 946 EC. Esta fecha descarta la contribución de la Erupción del Milenio al colapso de Balhae en 926 EC. Tampoco vieron una señal de enfriamiento consecuente en las reconstrucciones basadas en anillos de árboles de las temperaturas de verano del hemisferio norte. La nueva fecha centra la atención en la crónica de un templo en Japón que informa "ceniza blanca cayendo como nieve" el 3 de noviembre de 946 d. C. [14]
Volumen de erupción
El volumen de la erupción no se ha limitado bien, de 70 a 160 km 3 . Machida y col. (1990) [15] estimaron aproximadamente el volumen proximal (incluyendo ignimbrita y caída pliniana) no más de 20 km 3 , y el volumen de caída de ceniza B-Tm distal alcanza más de 50 km 3 . Una estimación de volumen a granel total bajo es de 70 km 3 . Horn y Schmincke (2000) [2] utilizaron un método exponencial para el área / espesor mínimo y el área / espesor máximo para obtener el volumen de la caída de ceniza pliniana como 82 ± 17 km 3 , y utilizaron el método de espesor de área para ignimbrita para obtener 14,9 ± 2,6 km 3 . La estimación del volumen a granel total fue de 96 ± 19 km 3 . Liu et al., (1998) [3] también utilizaron el mismo método con Horn y Schimincke para calcular el volumen de caída de ceniza pliniana y obtuvieron un valor similar de 83 km 3 . Sin embargo, Liu utilizó un valor de espesor de área diferente para la ignimbrita. Liu asumió una distribución de ignimbrita dentro de los 40 km de la caldera, y un espesor promedio de ignimbrita de 7,47 m, lo que arroja un volumen de ignimbrita de 37,5 km 3 . El volumen total a granel de esto es de 120 km 3 . Guo et al., (2001) [16] utilizaron el método exponencial para estimar que el volumen de caída de ceniza es 135,2 ± 7,8 km 3 . Pero Guo asumió que la geometría de la ignimbrita es un cono, y el volumen de ignimbrita podría ser de 20,1 km 3 . Guo también calculó el volumen de ignimbrita de valle, porque en un valle el espesor de ignimbrita podría ser de 80 m. Entonces, el volumen total a granel es 161,6 ± 7,8 km 3 . Sin embargo, se han utilizado ampliamente entre 100 y 120 km 3 . [17]
Dinámica de erupción
Sobre la base de la secuencia piroclástica , la erupción comenzó con piedra pómez y cenizas, y luego un colapso de la columna de erupción formó ignimbrita. El colapso de la columna probablemente fue un colapso pulsante, porque los depósitos de caída de ignimbrita y piedra pómez están intercalados. Machida et al., (1990) [15] dividieron la erupción del Milenio en 4 etapas: caída de piedra pómez de Baegdu Plinian, flujo piroclástico de Changbai, caídas de tefra de Yuanchi y flujo piroclástico de Baishan. (? AD1668 erupción?). [17] Un estudio más reciente indica que la erupción incluye 2 etapas: caída de piedra pómez pliniana e ignimbrita sin soldar. [2] [3]
Etapa pliniana
Esta etapa formó una gran superficie de piedra pómez comendítica blanca y ceniza. La columna de erupción de Plinio alcanzó unos 36 km de altura. [3] La ceniza B-Tm y la "lluvia de ceniza blanca" pueden estar relacionadas con esta etapa. [4] Según las variaciones del tamaño de grano y el grosor de la piedra pómez, la etapa pliniana se puede dividir en 3 partes: período inicial, clímax y período posterior. [3]
Periodo temprano
En una sección de caída de piedra pómez de Plinio, el tamaño de grano de la piedra pómez se clasifica a la inversa (piedra pómez gruesa en la parte inferior y piedra pómez fina en la parte superior). La variación del tamaño de la piedra pómez muestra una gran fluctuación en la altura de la columna de erupción durante este evento pliniano. Con base en la distribución de los clastos líticos máximos en la erupción temprana, la columna de erupción probablemente alcanzó los 28 km (H B = 20 km) y la tasa de descarga masiva alcanzó los 108 kg / s (10 5 m 3 / s). El período Temprano pudo haber liberado 1.88-5.63 × 10 19 julios, y la erupción pudo haber durado entre 33.5 y 115.5 horas. [3]
Período de clímax
Según la distribución del viento cruzado de los clastos líticos máximos, la parte superior de la columna de erupción podría haber alcanzado los 36 km (H B = 25 km), con una tasa de descarga de masa de alrededor de 3,6 × 10 8 kg / s (3,6 × 10 5 m 3 /s). La distribución de la sotavento de los clastos líticos máximos mostró que la dirección del viento en ese momento era SE120 ° y la velocidad del viento era de 30 m / s. La altura de la columna de erupción (H B = 25 km), el contenido de agua del magma (1-2%) y la temperatura del magma (1000 k) indican que el radio del respiradero de la erupción era de 200 m. El clímax de la erupción pudo haber liberado 4.18-12.43 × 10 19 julios, y la erupción pudo haber durado de 35 a 104 horas. [3]
Periodo posterior
Este período de erupción formó la parte superior de la caída de piedra pómez de Plinio, que es la piedra pómez fina. La posterior caída de piedra pómez y el flujo piroclástico ocurrieron simultáneamente, porque algunas secciones muestran que la caída de piedra pómez y la ignimbrita están intercaladas. Combinando el tamaño de grano de la piedra pómez y el espesor de la caída de piedra pómez, la altura de la columna de erupción durante el período posterior no fue superior a 14 km (H B = 10 km), y la tasa de descarga de masa fue de 5 × 10 6 kg / s (5 × 10 3 m 3 / s). El período posterior puede haber liberado 8,76-26,16 × 10 17 julios para la erupción pliniana y mantener la columna de erupción. [3]
Etapas de ignimbrita
En muchas secciones, una gran oleada de tierra gris bajo una lámina de ignimbrita, que podría ser de la parte frontal de un flujo piroclástico, y la ignimbrita sin soldar siempre subyacen a una gran oleada de nube de cenizas . La ignimbrita se depositó en un radio de 40 km de la caldera, con un espesor promedio de 7,47 m. En muchos valles, el espesor de ignimbrita puede ser de 70 a 80 m. La ignimbrita de Changbaishan tiene una relación de aspecto baja de 1,87 × 10 −4 . La velocidad del flujo piroclástico inicial podría haber sido de 170 m / s (610 km / h) y 50 m / s (180 km / h) a 50 km de la caldera . [3]
Duración
El radio de ventilación y el contenido de agua del magma indican que la tasa de descarga volumétrica promedio de la erupción pliniana y la ignimbrita fue de 1-3 × 10 5 m 3 / s (1-3 × 10 8 kg / s). Una eyección a granel total de 120 km 3 se derivó de volúmenes a granel de caída de piedra pómez e ignimbrita de 83 km 3 y 37,5 km 3 , respectivamente. La erupción formadora de ignimbrita puede haber durado entre uno y medio y cuatro días (35 a 104 horas), mientras que la erupción pliniana puede haber durado de tres a nueve días y medio (77 a 230 horas). La duración total de la erupción puede haber sido de cuatro y medio a catorce días (111 a 333 horas). [3]
Volátiles
Las erupciones volcánicas de Plinio pueden inyectar una gran cantidad de volátiles y aerosoles en la atmósfera, lo que provoca cambios climáticos y ambientales. [16] Se postuló que las concentraciones de cloro en la peralcalina de la erupción del Milenio alcanzaron hasta el 2% y un promedio del 0,44%. Por lo tanto, se pensó que la erupción del Milenio había emitido una enorme masa de volátiles a la estratosfera, lo que podría resultar en un impacto climático importante. [2]
Cloro
McCurry utilizó una microsonda de electrones para analizar la inclusión de feldespato en el vidrio volátil . McCurry concluyó que la erupción del Milenio pudo haber liberado 2000 Mt Cl. [18] Liu usó cromatografía para analizar el promedio de volátiles de 5 muestras de roca entera, y el contenido de halógeno es 0.08% –0.11%. [18] Un estudio más reciente y detallado de Horn y Schmincke (2000) [2] utilizó una sonda de iones para analizar el promedio de volátiles en 6 de matriz de vidrio y 19 inclusiones fundidas, y el promedio de contenido de Cl en inclusiones fundidas. y la matriz de vidrio resultó ser de 0,4762% y 0,3853%, respectivamente. Horn y Schmincke concluyeron que la erupción del Milenio pudo haber liberado 45 ± 10 Mt de Cl. Otro autor, Guo, [16] que estudia petrología y geoquímica , muestra que el contenido promedio de Cl en las inclusiones fundidas y la matriz de vidrio es de 0,45% y 0,33%, respectivamente. [16] Concluyeron que la erupción del Milenio pudo haber liberado 109,88 Mt de Cl y 15,82 a la estratosfera. [16] Los contenidos de Cl en las inclusiones de la masa fundida son similares a los de Isla Mayor, y superiores a los de Tambora (0,211%), Krakatau (0,238%) y Pinatubo (0,88–0,106%). [2] [16] La gran diferencia de resultados entre Guo y Horn se debe a que Guo usó un mayor volumen y densidad de magma.
Dióxido de azufre
Liu usó cromatografía para analizar el promedio de contenido volátil de cinco muestras de piedra pómez y obsidiana , encontrando que el contenido de azufre era 0.0415%, y Liu asumió que el factor de eficiencia de desgasificación del azufre es 0.3. Liu estimó que la erupción del Milenio podría haber liberado 40 Mt de dióxido de azufre . [18] Sin embargo, Horn y Schimincke [2] calcularon que solo el 20% del azufre en el magma había sido desgasificado, porque el 80% de todos los análisis de inclusiones y matriz caen por debajo del límite de detección de una sonda de iones . Los resultados del contenido promedio de azufre en 19 de las inclusiones son 0.0455%, Horn asumió que el contenido de azufre en la matriz de vidrio es 0.025% porque 250 ppm es el límite de detección de la sonda de iones . [2] Llegaron a la conclusión de que el dióxido de azufre total liberado por la erupción fue de solo 4 ± 1,2 Mt, pero Horn sugiere que puede haber un exceso de azufre acumulado en la fase de vapor . [2] Guo calculó que los contenidos promedio de azufre en nueve inclusiones de vidrio y una matriz de vidrio son 0.03% y 0.017%, respectivamente. Los resultados de Guo son 23,14 Mt de dióxido de azufre liberados por la erupción y 3,33 Mt de entrada de dióxido de azufre a la estratosfera. [16] El contenido de azufre en las inclusiones de vidrio muestra la correlación inversa con las concentraciones de SiO 2 , lo que indica que la solubilidad del azufre en el magma está controlada por el proceso de diferenciación del magma debido a la presencia de inclusiones fluidas ricas en S. [dieciséis]
Flúor
Liu usó cromatografía para analizar el promedio de volátiles de cinco piedra pómez y obsidiana, y encontró que el contenido de flúor era 0.0158–0.0481%. Horn y Schimincke utilizaron una sonda de iones para encontrar un contenido medio de flúor en inclusiones de 0,4294%, pero las concentraciones de flúor en la matriz de vidrio muestran una distribución bimodal significativa en ricos en F (0,3992% F) y pobres en F (0,2431% F). [2] Para no sobreestimar la pérdida de flúor sin-eruptiva, consideraron esta distribución bimodal de flúor para calcular la diferencia volátil entre la matriz de vidrio y las inclusiones fundidas (4300 ppm F). La pérdida de volátiles es de aproximadamente 300 ppm F para la inclusión en fusión y el vidrio de matriz rico en F (proporción del 64% del magma comendítico), mientras que es de 1900 ppm F para la inclusión en fusión y el vidrio de matriz pobre en F (proporción del 36% del magma comendítico) ). Horn concluyó que la erupción liberó 42 ± 11 Mt de F. [2] Guo, basado en menos muestras (9 inclusiones y 3 vidrio de matriz), calculó que los contenidos de F en las inclusiones y el vidrio de matriz son 0.42% y 0.21%, respectivamente. [16] Guo concluyó que 196,8 Mt de flúor se liberaron de la erupción, con 28,34 Mt de F inyectados en la estratosfera. [16] Con la evolución del magma, el contenido de halógeno aumenta de forma irregular, en paralelo al aumento de las concentraciones de SiO 2 en las inclusiones de vidrio [16] La gran diferencia de resultados entre Guo y Horn se debe a que Guo utilizó un mayor volumen y densidad de magma, y una mayor diferencia contenido entre matriz de vidrio e inclusiones.
Fase de vapor
El azufre no se enriquece fuertemente durante la diferenciación, a diferencia del agua, el cloro y el flúor. La razón podría ser la desgasificación pre o sin-eruptiva de una fase de vapor separada, como la postulada para las erupciones Pinatubo y Redoubt . Se supone que la fuente última del exceso de volátiles observado durante la erupción del Pinatubo de 1991 son los magmas basálticos ricos en azufre subyacentes y sin-eruptivamente intruidos en los magmas félsicos suprayacentes . Los magmas traquíticos y traquiandesíticos ricos en azufre que subyacen al magma riolítico en Changbaishan pueden haber sido una posible fuente de acumulación excesiva de azufre. Si este escenario es realista, se esperarían sustitutos claros del impacto ambiental de la erupción. [2] [16] Los magmas de la erupción del Milenio son predominantemente comenditas pobres en fenocristales (≤ 3% en volumen) más una traquita volumétricamente menor de etapa tardía, más rica en fenocristales (10-20% en volumen). En los fenocristales de anortoclasa y hedenbergita , así como en los fenocristales de cuarzo y fayalita, más raros, hay inclusiones de fusión de tamaño considerable (100-500 µm de diámetro) que llevan burbujas . La comparación de los enriquecimientos relativos de elementos volátiles y no volátiles incompatibles en inclusiones fundidas a lo largo de una línea líquida de descenso muestra relaciones decrecientes de volátiles / Zr , lo que sugiere la división de volátiles en una fase fluida. Esto sugiere que las estimaciones actuales de rendimiento de gas (Horn & Schminke, 2000 [2] ) para la erupción del Milenio, basadas en el método petrológico (diferencia de volátiles entre las inclusiones fundidas y la matriz de vidrio), podrían ser subestimaciones severas. [19]
Efectos climáticos
Se cree que la erupción del Milenio emitió una enorme masa de volátiles a la estratosfera, lo que probablemente provocó un gran impacto climático mundial, aunque estudios más recientes indican que la erupción del milenio del volcán Changbaishan puede haberse limitado a los efectos climáticos regionales. [1] [2] [11] [12] Sin embargo, hay algunas anomalías meteorológicas en el 945-948 d. C. que pueden estar relacionadas con la erupción del Milenio. [20]
Fecha | Anomalía meteorológica | Fuente |
---|---|---|
4 de abril de 945 | Nevó mucho | Antigua historia de las cinco dinastías |
28 de noviembre de 946 | Hielo glaseado | Antigua historia de las cinco dinastías |
7 de diciembre de 946 | Las heladas y la niebla a gran escala y la escarcha cubrieron todas las plantas | Antigua historia de las cinco dinastías |
31 de enero de 947 | Nevó durante diez días y provocó un suministro de alimentos inadecuado y hambruna. | Antigua historia de las cinco dinastías, Zizhi Tongjian |
24 de febrero de 947 hasta el 23 de abril de 947 | Primavera cálida | Materiales meteorológicos históricos japoneses |
14 de mayo de 947 | Helada y fría como el duro invierno | Materiales meteorológicos históricos japoneses |
16 de diciembre de 947 | Hielo glaseado | Antigua historia de las cinco dinastías |
25 de diciembre de 947 | Hielo glaseado | Antigua historia de las cinco dinastías |
6 de enero de 948 | Hielo glaseado | Antigua historia de las cinco dinastías |
24 de octubre de 948 | Nevó en Kaifeng | Antigua historia de las cinco dinastías |
Ver también
- El Chichón , 1982
Referencias
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Coordenadas :41 ° 59′35 ″ N 128 ° 04′37 ″ E / 41.9931 ° N 128.0769 ° E / 41.9931; 128.0769