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Isla Satonda

Satonda es una isla volcánica situada frente a la costa norte de Sumbawa, en la provincia de Nusa Tenggara Occidental de Indonesia ; su característica principal es un lago que h...

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Satonda es una isla volcánica situada frente a la costa norte de Sumbawa, en la provincia de Nusa Tenggara Occidental de Indonesia ; su característica principal es un lago que ha ayudado a comprender mejor la formación de organismos.

Situación

Satonda está al norte de la isla Sumbawa y al oeste de la isla Mojo , en el mar de Flores , a 3 km al este del estrecho de Sanggar que separa ambas islas y a menos de 30 km al noroeste del volcán Tambora [1].

Administrativamente, se encuentra en el distrito de Pekat, en la regencia de Dompu , [2] [a]

Descripción

La isla tiene un tamaño de unos 3 x 2 km, con un eje alargado orientado al noroeste-sudeste. La caldera tiene unos 2 x 2 km y sus paredes se elevan hasta unos 300 m. [4] Un lago de 77 hectáreas (190,3 acres) ocupa la caldera. En un punto del lado sur, la altura del borde del cráter se reduce a 13 m de altitud y su ancho se reduce a unos 30 m. [5]

La isla Satonda tiene un vasto arrecife de coral natural en las aguas circundantes y fue designada Parque Natural Marino (TWAL) en 1999 por el Ministerio de Silvicultura de Indonesia. Se propone que la isla sea parte del Parque Nacional Moyo Satonda junto con la vecina isla Moyo . [6]

Volcán Satonda

El volcán se eleva desde una profundidad de unos 1.000 m bajo el agua, con la pronunciada pendiente típica de los conos de toba . [5] Su caldera tiene unas dimensiones de unos 2 x 2 km y las paredes de la caldera se elevan hasta 300 m sobre el nivel del mar. La pared oriental es muy empinada y no tiene vegetación. [4]

El Sangeang Api (isla de Sangeang) y Satonda son centros de erupción asociados al volcán Tambora [7] —y por lo tanto a la fenomenal erupción del Monte Tambora del 10 al 15 de abril de 1815 que expulsó 50 km3 de roca (150 km3 de piedra pómez y piroclásticos ) y afectó a una gran parte de la Tierra. [b]

Los signos de erosión, como las terrazas marinas al sur de la isla y los barrancos escarpados (profundos barrancos erosivos en el anillo de toba), indican que el volcán ha estado inactivo durante varios miles de años [11] , y tal vez decenas de miles de años. El volcán puede haberse formado cuando el nivel del mar era más bajo, durante la última edad de hielo [5].

El lago

Lago Satonda

En el centro de la isla hay un lago de soda de 77 hectáreas (190,3 acres) , que ocupa dos cráteres que se cruzan de 39 y 69 metros de profundidad, según se determinó mediante ecosondeo. [12] El cráter del sur tiene 950 m de diámetro y el del norte 400 m de diámetro; en el fondo están separados por una cresta de 10 m de altura. [5]

El lago está rodeado de playas de arena. En 13 sitios alrededor del lago, grandes arrecifes calcáreos sobresalen de puntas rocosas; están sumergidos por al menos 23 m, tienen de 1 a 2 m de espesor con paredes muy empinadas, y su punta emerge unos 50 cm al final de la estación seca. Están hechos de piedra caliza cavernosa y quebradiza compuesta de aragonito y calcita con bajo contenido de Mg , parcialmente silicificada . Su estructura alterna entre capas de cianobacterias Pleurocapsales calcificantes in vivo y de algas rojas ( Peyssonnelia sp., Lithoporella sp.), a menudo separadas por acumulaciones de pellets fecales de gasterópodos asentados en micrita de cianobacterias , aunque las algas rojas están presentes solo en el primer cm de los arrecifes. Los pellets son producidos por la especie Cerithium ; estos y los caparazones de los gasterópodos contribuyen significativamente a la masa del arrecife. [13]

La fauna del lago es extremadamente pobre en especies; contrariamente a lo que se podría esperar, casi ninguna colonización parece provenir del arrecife cercano a sólo 100 m de distancia y que cuenta con una próspera diversidad de especies de arrecifes marinos tropicales. En 1990 se observaron las siguientes especies (algunas de las cuales pueden ser endémicas): [11] una especie de gasterópodo cerítido de concha delgada ; una especie de demosponja monaxónida ; una especie de crustáceo anfípodo; una especie de pez pequeño; una especie de hidrozoo ; una especie de oligoqueto infaunal ; y tres especies de algas verdes. También hubo, en muestras de arrecife y sedimento, conchas subfósiles de dos especies de bivalvos ( Lioconcha sp.?, Pinctada sp.?); tres especies de gasterópodos ( Cerithium sp., común; Ocenebra sp., raramente; y Neritina sp., rara); y agregados densos de tubos de serpúlidos . [14] Una población de esponjas monaxónidas ( Suberites sp.) coloniza las superficies de los arrecifes, entrelazándose con las algas verdes; y una densa población de oligoquetos (gusanos) vive en el lodo arenoso negro de la orilla del lago. [13]

El lago ha sido ampliamente investigado por los biogeólogos Stephan Kempe y Josef Kazmierczak desde 1984. [15] [16] [17] [c]

La datación por radiocarbono indica que el lago fue invadido por agua de mar hace 4.000 años, tal vez debido a un colapso en parte del borde del cráter; el agua se alcalinizó rápidamente y los arrecifes comenzaron a crecer poco después. [18]
Su agua tiene tres capas. La superior tiene 22,8 m de espesor, es oxigenada; en comparación con el agua de mar, es menos salina pero más alcalina , tiene un pH más alto y concentraciones más bajas de Ca y Mg . [19]
La quimioclina de 22,8 m de profundidad está marcada por una fuerte disminución del pH, lo que indica un aumento de pCO 2 (presión parcial de dióxido de carbono): de 340 ppmv (partes por millón en volumen) en la superficie, sube a 240.000 ppmv en el fondo del lago. [19]
Las otras dos capas de abajo son anaeróbicas y más salinas que el agua de mar. La alcalinidad aumenta considerablemente con la profundidad: va desde 3,4 meq/kg cerca de la superficie hasta casi 50 meq en el fondo del lago. Por otra parte, la concentración de Ca apenas aumenta. [19]

Kempe y Kazmierczak 1990b sugieren que la materia orgánica que cae en el lago se respira progresivamente en profundidad, liberando CO2 isotópicamente ligero. El aumento de pCO 2 causa la meteorización de los silicatos en el fondo del lago, así como la meteorización de los 80 cm de cenizas recibidas durante la erupción del Tambora en 1815. La meteorización de los silicatos aumenta la alcalinidad. El agua se desgasifica en la superficie, lo que aumenta el pH y, debido a la alta alcalinidad, produce una sobresaturación de minerales carbonatados. En aguas superficiales, el índice de saturación (IS) para la calcita , que es un polimorfo de carbonato de calcio , CaCo 3 , es superior a 0,8 y el de la dolomita es superior a 2,8; ambos valores disminuyen rápidamente con la profundidad y se alcanza la subsaturación por debajo de la quimioclina. [19]
En la capa superior, la sobresaturación permite que los microlitos extraigan CaCo 3 , lo que explica la baja cantidad de Ca; parece que no intervienen enzimas en esta extracción. [19] La cantidad de Ca sigue siendo significativamente mayor que la del agua de mar. [18]

A modo de resumen sucinto, se puede decir que el alto nivel de alcalinidad provoca una alta sobresaturación de minerales de carbonato de calcio y la formación de análogos modernos de estromatolitos microbialíticos precámbricos a lo largo de las franjas del lago. [20] Esto confiere al lago una importancia científica significativa: el evento de extinción del Cretácico-Paleógeno hace unos 6 millones de años vio la extinción de los estromatolitos cianobacterianos junto con 3/4 de todas las especies de plantas y animales. [21] Riding (1982) había sugerido que su desaparición se debió a una modificación de la relación Mg/Ca; [22] Kempe y Kazmierczak 1990b sugirieron en cambio que era más probable que se debiera a cambios en el índice de saturación de la calcita [21] (ambas ideas no son mutuamente excluyentes, porque la solubilidad de la calcita aumenta cuando su contenido de magnesio aumenta [23] [24] — ver página " Calcificación biogénica marina ").

Por lo tanto, el lago ha sido estrechamente vinculado con la "Hipótesis del océano de soda"; [c] Kempe y Kazmierczak han calificado al lago Satonda como "un modelo recreado de la química del océano del Precámbrico tardío" [21] —es decir, el entorno del " lago de soda " que preparó la gran explosión de vida durante el Cámbrico .

Notas

  1. ^ El Ministerio de Medio Ambiente y Silvicultura de Indonesia lo ubica en el área de la aldea Nangamiro; [3] esto no concuerda con la fuente nomor.net y necesita verificación.
  2. ^ La erupción del monte Tambora en 1815 sacudió varias partes del mundo, arrojando polvo y contaminando la atmósfera terrestre durante muchos años, llegando incluso a desgarrar la capa de ozono . Aunque las estimaciones varían, el número de muertos fue de al menos 71.000 personas, de las cuales entre 11.000 y 12.000 murieron directamente por la erupción. [8] Pero esta cifra puede estar muy subestimada, ya que se dice que solo en Sumbawa murieron 92.000 personas a causa de la erupción o de la hambruna que le siguió. [7] Sus efectos también provocaron un cambio climático que provocó ocho semanas de lluvia ininterrumpida en el Reino Unido, y se ha citado como causa de la gravedad de la epidemia de tifus de 1816-1819 en el sudeste de Europa y el Mediterráneo oriental que mató a unas 65.000 personas, [9] y del " año sin verano ". [10]
  3. ^ ab " Hipótesis del océano de sosa ":
    En biología, la Hipótesis del Océano de Sosa (SOH) se basa en que ciertas reacciones consideradas esenciales para la biogénesis son favorecidas por condiciones alcalinas, [25] entre otras razones porque los enlaces peptídicos son más estables en ambientes alcalinos que en ácidos. [26] En ciencias de la tierra / geoquímica, la Hipótesis del Océano de Sosa [27] fue expuesta por primera vez durante una conferencia pública sobre el ciclo global del carbono el 22 de noviembre de 1983. [28] Su teoría fue publicada luego en Kempe & Degens (1985, 1986) [29] y en Kempe et al. (1989). [30] [28] Luego vino en noviembre de 1984 la expedición científica holandesa-indonesia del Snellius II en el mar de Flores, dirigida por el científico jefe Doeke Eisma y con participantes de Hamburgo: Egon T. Degens, V. Ittekkot y Stephan Kempe. Este último, que buscaba un entorno marino pero alcalino para sustentar la teoría del SOH, observó que el lago de la isla Satonda estaba cerca del nivel del mar y, por lo tanto, posiblemente lleno de agua de mar, y animó a visitar el lago. Así, el 22 de noviembre de 1984, día tras día un año después de que se descubriera por primera vez el SOH, Kempe, Doeke Eisma, Theo Buisma, Haruna Mappa y Surino inspeccionaron la isla y su lago. Entonces se determinó que el agua del lago era salada pero tenía un pH de 8,55 [28] —ese valor pronto se modularía según la ubicación de las muestras, aunque el lago demostró mantener un alto valor de alcalinidad en todo su alrededor y cumplió el objetivo de estudiar los lagos de soda . Kempe y Kazmierczak han publicado varios artículos sobre ese lago, sobre todo en 1984, 1989, 1990, 1993, 1994, [15] 1996 y 1997. [16] [17] Un “ lago de soda ” se define como un lago con agua altamente alcalina, aunque esta es una forma muy simplificada de decirlo, ya que está modulada por una serie de factores. [27] Su pH puede alcanzar más de 10,5 y su alcalinidad puede ser >150 miliequivalentes por litro (meq/l). Los lagos de soda parecen estar asociados con zonas tectónicas y volcánicas activas y existen en dos tipos:
    • lagos de soda en depresiones endorreicas , sin salida; pueden estar encerrados por movimientos tectónicos o por presas volcánicas. La mayoría de los lagos de soda más grandes parecen estar en esa categoría. El lago de soda más grande de la Tierra es el lago Van ( Van Gölü ) en Anatolia oriental , en volumen el tercer lago de cuenca cerrada más grande de la Tierra (después del lago Aral se secó); su salida de agua fue represada por una erupción del volcán Nemrut.
    • Los lagos de soda se encuentran en cráteres volcánicos o calderas y normalmente no tienen afluentes superficiales. Además del lago Satonda, otros lagos de soda volcánicos son el lago Niuafoʻou (una de las islas Niua en el sur del océano Pacífico entre Fiji y Samoa ), el lago del cráter Kauhakō (en el centro de la península de Kalaupapa en la isla de Molokaʻi , Hawái), el cráter Empakai (Tanzania), un cráter en la isla de Pantelleria (Italia) y muy posiblemente muchos otros. [31]

Referencias

  1. ^ "Isla Satonda, mapa". google.com .
  2. ^ "Pulau Satonda". nomor.net . Consultado el 23 de junio de 2024 .
  3. ^ "Taman Wisata Alam Pulau Satonda, Pekat - Kabupaten Dompu" (en indonesio). Ministerio de Medio Ambiente y Silvicultura (Indonesia) . 4 de noviembre de 2015 . Consultado el 14 de julio de 2018 .[ enlace muerto ]
  4. ^ ab Kempe y Kazmierczak 1993, pág. 4.
  5. ^ abcd Kempe y Kazmierczak 1993, pág. 5.
  6. ^ "Moyo, Islas Satonda propuestas como parque nacional". El Correo de Yakarta . 11 de julio de 2018.
  7. ^ ab Kempe y Kazmierczak 1993, pág. 3.
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  11. ^ ab Kempe y Kazmierczak 1990, pág. 302.
  12. ^ Kempe y Kazmierczak 1990, pág. 300, 302.
  13. ^ ab Kempe, Stephan; Kazmierczak, Jozef (enero de 1990b). "5.1. Supersaturación de carbonato de calcio y formación de estromatolitos calcificados in situ". En Venugopalan Ittekkot, Stephan Kempe, Walter Michaelis, Alejandro Spitzy (ed.). Facetas de la biogeoquímica moderna (Festschrift para Egon T. Degens con motivo de su 60.º cumpleaños). Berlín, Heidelberg, Nueva York: Springer-Verlag. pp. 255–278 (véase p. 258). doi :10.1007/978-3-642-73978-1_21 (inactivo el 1 de noviembre de 2024).{{cite book}}: CS1 maint: DOI inactive as of November 2024 (link) CS1 maint: multiple names: editors list (link)
  14. ^ Kempe y Kazmierczak 1990, pág. 303.
  15. ^ ab Kempe y Kazmierczak 1994.
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  17. ^ ab Kazmierczak y Kempe 2004b.
  18. ^ ab Kempe y Kazmierczak 1990b, pág. 267.
  19. ^ abcde Kempe y Kazmierczak 1990b, pág. 266.
  20. ^ Kempe y Kazmierczak 1993.
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Bibliografía

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