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La erupción más joven del Toba

Coordenadas : 2°41′04″N 98°52′32″E / 2.6845°N 98.8756°E / 2.6845; 98.8756 {{Cite journal |last1=Petraglia |first1=Michael D. |last2=Ditchfield |first2=Peter |last3=Jones |first3...

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Coordenadas : 2°41′04″N 98°52′32″E / 2.6845°N 98.8756°E / 2.6845; 98.8756

La erupción de Toba (también llamada supererupción de Toba y erupción más joven de Toba ) fue una gran erupción que ocurrió hace unos 74.000 años, durante el Pleistoceno tardío , [ 2 ] en el sitio del actual lago Toba , en Sumatra , Indonesia. Fue la última de una serie de al menos cuatro erupciones formadoras de calderas en ese lugar, la caldera conocida más antigua se formó hace unos 1,2 millones de años. [ 3 ] Esta, la última erupción, tuvo un índice de explosividad volcánica estimado de 8, lo que la convierte en la mayor erupción volcánica explosiva conocida en el Cuaternario , y una de las mayores erupciones explosivas conocidas en la historia de la Tierra .

Erupción

Ubicación del lago Toba mostrada en rojo en el mapa.

Cronología de la erupción del Toba

Se desconoce la fecha exacta de la erupción, pero el patrón de depósitos de ceniza sugiere que ocurrió durante el verano del norte porque solo el monzón de verano pudo haber depositado ceniza de Toba en el Mar de China Meridional . [ 4 ] La erupción duró quizás de 9 a 14 días. [ 5 ] Las dos dataciones argón-argón de alta precisión más recientes dataron la erupción en 73.880 ± 320 [ 6 ] y 73.700 ± 300 años atrás. [ 7 ] Cinco cuerpos de magma distintos se activaron en unos pocos siglos antes de la erupción. [ 8 ] [ 9 ] La erupción comenzó con una caída de aire pequeña y limitada y fue seguida directamente por la fase principal de flujos de ignimbrita . [ 10 ] La fase de ignimbrita se caracteriza por una fuente de erupción baja, [ 11 ] pero la columna de co-ignimbrita desarrollada sobre los flujos piroclásticos alcanzó una altura de 32 km (20 mi) . [ 12 ] Las restricciones petrológicas sobre la emisión de azufre arrojaron un amplio rango de  1 × 10 13 a1 × 10 15  g , dependiendo de la existencia de gas de azufre separado en la cámara magmática de Toba. [ 13 ] [ 14 ] El extremo inferior de la estimación se debe a la baja solubilidad del azufre en el magma. [ 13 ] Los registros de núcleos de hielo estiman la emisión de azufre en el orden de1 × 10 14  g . [ 15 ]

Efectos de la erupción

Bill Rose y Craig Chesner de la Universidad Tecnológica de Michigan han estimado que la cantidad total de material liberado en la erupción fue de al menos 2800 km³ (670 mi³ ) [ 16 ] —aproximadamente 2000 km³ (480 mi³ ) de ignimbrita que fluyó sobre el suelo, y aproximadamente 800 km³ (190 mi³ ) que cayó como ceniza principalmente hacia el oeste. Sin embargo, a medida que se dispone de más afloramientos, la estimación más reciente del volumen eruptivo es de 3800 km³ (910 mi³ ) de equivalente de roca densa (DRE), de los cuales 1800 km³ (430 mi³ ) se depositaron como caída de ceniza y 2000 km³ (480 mi³ ) como ignimbrita , lo que convierte a esta erupción en la más grande durante el período Cuaternario . [ 17 ] Las estimaciones de volumen anteriores han oscilado entre 2000 km³ (480 mi³ ) [ 5 ] y 6000 km³ (1400 mi³ ) . [ 18 ] Dentro de la caldera, el espesor máximo de los flujos piroclásticos supera los 600 m (2000 pies) . [ 19 ] La lámina de salida originalmente cubría un área de 20 000–30 000 km² (7700–11 600 mi² ) con un espesor de casi 100 m (330 pies) , probablemente llegando hasta el Océano Índico y el Estrecho de Malaca . [ 10 ] La caída de ceniza de esta erupción cubrió el subcontinente indio con una capa de 5 cm (2,0 pulg) , [ 1 ] el mar Arábigo con 1 mm (0,039 pulg) , [ 20 ] el mar de China Meridional con 3,5 cm (1,4 pulg) , [ 4 ]                                     y la Cuenca del Océano Índico Central en 10 cm (3,9 pulg) . [ 21 ] Su horizonte de caída de ceniza cubrió un área de más de 38.000.000 km² (15.000.000 millas cuadradas ) en 1 cm (0,39 pulg) o más de espesor (~7,5% de la superficie de la Tierra). [ 17 ] En África subsahariana , también se descubren fragmentos de vidrio microscópicos de esta erupción en la costa sur de Sudáfrica , [ 22 ] en las tierras bajas del noroeste de Etiopía , [ 23 ] en el lago Malawi , [ 24 ] y en el lago Chala . [ 25 ] En el sur de China , se encuentra tefra de Toba en el lago Huguangyan Maar . [ 26 ]       

El posterior colapso formó una caldera que se llenó de agua, creando el lago Toba. La isla en el centro del lago está formada por un domo resurgente . [ 27 ]

Efectos climáticos

El clima en el momento de la erupción

El estadio 20 de Groenlandia (GS20) es un evento frío de mil años de duración en el océano Atlántico Norte que comenzó alrededor del momento de la erupción de Toba. [ 28 ] El momento del inicio del GS20 se fecha en 74,0–74,2 kyr , y todo el evento duró aproximadamente 1500 años. [ 28 ] [ 29 ] Es la parte stadial del evento Dansgaard-Oeschger 20 (DO20), comúnmente explicado por una reducción abrupta en la fuerza de la circulación de vuelco meridional del Atlántico (AMOC). Una AMOC más débil causó calentamiento en el Océano Austral y la Antártida , y esta asincronía se conoce como balancín bipolar . [ 30 ] [ 31 ] El inicio del evento de enfriamiento GS20 corresponde al inicio del evento de calentamiento Máximos Isótopos Antárticos 19 (AIM19). [ 32 ] GS20 se asoció con descargas de icebergs en el Atlántico Norte, por lo que también se denominó estadio Heinrich 7a . [ 33 ] Los eventos Heinrich tienden a ser más largos, más fríos y con AMOC más débil en el océano Atlántico que otros estadios DO. [ 30 ] De 74 a 58 kyr , la Tierra pasó de la etapa isotópica marina interglacial (MIS) 5 a la glacial MIS 4, experimentando enfriamiento y expansión glacial. [ 34 ] [ 35 ] Esta transición es parte del ciclo interglacial-glacial del Pleistoceno impulsado por variaciones en la órbita de la Tierra. [ 36 ] Las temperaturas del océano se enfriaron 0,9 °C (1,6 °F) . [ 37 ] El nivel del mar bajó 60 m (200 pies) . [ 38 ] Las capas de hielo del hemisferio norte se embarcaron en una expansión significativa y superaron la extensión del Último Máximo Glacial en Europa oriental , el noreste de Asia y la Cordillera Norteamericana . [ 39 ] La glaciación del hemisferio sur creció hasta su máxima extensión durante el MIS 4. [ 40 ] Australasia , África y Europa se caracterizaron por ambientes cada vez más fríos y áridos . [ 41 ] [ 42 ]    [ 43 ]

Posibles registros climáticos de la erupción

Aunque la erupción de Toba ocurrió en el contexto de las rápidas transiciones climáticas de GS20 y MIS 4, desencadenadas por cambios en las corrientes oceánicas y la insolación , [ 44 ] [ 28 ] si la erupción jugó algún papel en la aceleración de estos eventos es mucho más debatido. Los registros climáticos marinos del Mar de China Meridional, muestreados en intervalos centenarios, muestran un enfriamiento de 1 °C (1,8 °F) por encima de la capa de ceniza de Toba durante mil años, pero los autores admiten que puede ser solo GS20. [ 45 ] Los registros marinos del Mar Arábigo confirman que la ceniza de Toba ocurrió después del inicio de GS20, pero también que GS20 no es más frío que GS21 en los registros, de lo que los autores concluyen que la erupción no intensificó el enfriamiento de GS20. [ 46 ] El muestreo denso de registros ambientales, a intervalos de 6 a 9 años, en el lago Malawi, no muestra cambios inducidos por el enfriamiento en la ecología del lago y en los bosques de pastizales después de la deposición de ceniza de Toba, [ 24 ] [ 47 ] pero la aridez forzada por el enfriamiento mató los bosques afromontanos de gran elevación . [ 48 ] Los estudios del lago Malawi concluyeron que los efectos ambientales de la erupción fueron leves y se limitaron a menos de una década en África Oriental, [ 47 ] pero estos estudios son cuestionados debido a la mezcla de sedimentos que habría disminuido la señal de enfriamiento. [ 49 ] Sin embargo, los registros ambientales de un sitio del Paleolítico Medio en Etiopía muestran que una sequía severa ocurrió simultáneamente con la capa de ceniza de Toba, lo que alteró los primeros comportamientos de búsqueda de alimento de los humanos . [ 23 ]  

No se han identificado registros de ceniza de Toba en muestras de núcleos de hielo. Sin embargo, se propone que cuatro eventos de sulfato en los estratos de hielo representan la deposición de aerosoles de la erupción de Toba. [ 50 ] [ 32 ] [ 51 ] Un evento de sulfato a 73,75–74,16 kyr, que tiene todas las características de la erupción de Toba, se encuentra entre las mayores cargas de sulfato que se han identificado. [ 51 ] En los registros de núcleos de hielo, el enfriamiento GS20 ya estaba en marcha en el momento de la deposición de sulfato; sin embargo, un período de 110 años de enfriamiento acelerado siguió a este evento de sulfato. Los autores interpretan esta aceleración como un AMOC debilitado por la erupción de Toba. [ 15 ]

Modelización climática

Los efectos climáticos modelados de la erupción del Toba dependen de la masa de gases sulfurosos y de los procesos microfísicos de los aerosoles. La modelización de una emisión de8,5 × 10 14  g de azufre, que es 100 veces el azufre del Pinatubo de 1991 , el invierno volcánico tiene un enfriamiento medio global máximo de 3,5 °C (6,3 °F) y regresa gradualmente dentro del rango de variabilidad natural 5 años después de la erupción. El modelo no respalda el inicio de un período frío de 1000 años o una era glacial. [ 52 ] [ 53 ] Otros dos escenarios de emisiones,  1 × 10 14  g y1 × 10 15  g , se investigaron utilizando simulaciones de última generación proporcionadas por el Community Earth System Model . El enfriamiento medio global máximo fue de 2,3 °C (4,1 °F) para los escenarios de menor emisión y de 4,1 °C (7,4 °F) para los escenarios de mayor emisión. Se produce una fuerte disminución de la precipitación en el escenario de alta emisión. Las anomalías de temperatura negativas vuelven a ser inferiores a 1 °C (1,8 °F) en un plazo de 3 y 6 años para cada escenario de emisión después de la erupción. [ 54 ] Pero hasta ahora ningún modelo puede simular los procesos microfísicos de los aerosoles con suficiente precisión, las restricciones empíricas de erupciones históricas sugieren que el tamaño de los aerosoles puede reducir sustancialmente la magnitud del enfriamiento a menos de 1,5 °C (2,7 °F) , sin importar cuánto azufre se emita. [ 55 ]        

teoría de la catástrofe de Toba

La teoría de la catástrofe de Toba sostiene que la erupción causó un severo invierno volcánico global de seis a diez años y contribuyó a un episodio de enfriamiento de 1000 años, lo que resultó en un cuello de botella genético en los humanos . [ 56 ] [ 57 ] Sin embargo, algunas evidencias físicas cuestionan la asociación con el evento frío de mil años de duración y el cuello de botella genético, y algunos consideran que la teoría ha sido refutada. [ 58 ] [ 48 ] [ 59 ] [ 60 ]

Historia

En 1972, un análisis de las hemoglobinas humanas encontró muy pocas variantes, y para explicar esta baja frecuencia de variación, la población humana debió haber sido de tan solo unos pocos miles hasta hace muy poco. [ 61 ] Estudios genéticos posteriores confirmaron una población efectiva del orden de 10 000 durante gran parte de la historia humana. [ 62 ] [ 63 ] Investigaciones posteriores sobre las diferencias en las secuencias de ADN mitocondrial humano dataron un rápido crecimiento desde un pequeño tamaño de población efectiva de 1000 a 10 000, en algún momento entre 35 y 65 mil años atrás. [ 64 ] [ 65 ] [ 66 ] Investigaciones recientes muestran que la magnitud del cambio climático fue mucho menor de lo que creían los defensores de la teoría. [ 67 ]

En 1993, la periodista científica Ann Gibbons planteó que el crecimiento demográfico fue suprimido por el clima frío de la última Edad de Hielo del Pleistoceno, posiblemente exacerbado por la supererupción de Toba que en ese momento se dató entre 73 y 75 kyr cerca del comienzo del período glacial MIS 4. [ 5 ] [ 68 ] Se creía que la posterior expansión humana explosiva fue el resultado del fin de la edad de hielo. [ 69 ] El geólogo Michael R. Rampino de la Universidad de Nueva York y el vulcanólogo Stephen Self de la Universidad de Hawái en Mānoa apoyaron su teoría. [ 70 ] En 1998, el antropólogo Stanley H. Ambrose de la Universidad de Illinois Urbana-Champaign utilizó evidencia de coalescencia de algunos genes [ 71 ] para plantear la hipótesis de que la erupción de Toba causó un colapso de la población humana a solo unos pocos miles de individuos sobrevivientes, y la recuperación posterior fue suprimida por la condición glacial global del MIS 4 hasta que el clima finalmente hizo la transición a la condición más cálida del MIS 3 hace unos 60 000 años, durante la cual ocurrió una rápida expansión de la población humana. [ 56 ]

Posibles efectos en Homo

Al menos otros dos linajes de Homo , H. neanderthalensis y los denisovanos , sobrevivieron a la erupción del Toba y a la posterior edad de hielo MIS 4, ya que su presencia más reciente se data en aproximadamente 40 kyr, [ 72 ] y aproximadamente 55 kyr. [ 73 ] Otros linajes, incluidos H. floresiensis [ 74 ] y H. luzonensis , [ 75 ] también podrían haber sobrevivido a la erupción. Más recientemente, las reconstrucciones de la historia demográfica humana mediante la secuenciación del genoma completo [ 76 ] [ 77 ] [ 78 ] y los descubrimientos de culturas arqueológicas dentro de la capa de ceniza del Toba [ 79 ] [ 22 ] [ 23 ] arrojan más luz sobre cómo les fue a los humanos durante la erupción y la posterior edad de hielo GS20 y MIS 4. [ 27 ]

Historia demográfica humana

Análisis recientes aplican modelos de Markov al conjunto completo de material genético para inferir la historia de la población humana. [ 80 ] [ 81 ] En poblaciones no africanas, los estudios recuperan una disminución pronunciada a largo plazo en los números que comienza hace 200 kyr y alcanza el punto más bajo alrededor de 40–60 kyr. [ 80 ] [ 76 ] Durante este cuello de botella, las poblaciones no africanas experimentaron una reducción de 5 a 15 veces, [ 82 ] con un tamaño efectivo de población de solo 1,000–3,000 individuos para hace 50 kyr, consistente con los primeros estudios de ADNmt. [ 76 ] [ 77 ] [ 81 ] Esta severa contracción no africana es consistente con un efecto fundador causado por la dispersión fuera de África . A medida que un pequeño grupo con un tamaño de unos pocos miles de personas migró del continente africano al Cercano Oriente, la drástica reducción en los números imprimió en la diversidad genómica no africana. [ 76 ] [ 82 ] [ 83 ] El análisis genético identificó 56 barridos selectivos relacionados con adaptaciones al frío en poblaciones no africanas, de los cuales 31 ocurrieron durante 72–97 kyr. Este evento de selecciones cercanas en el tiempo se denomina "Estancamiento Árabe" y puede haber sido causado por las severas condiciones frías y áridas desde el inicio del MIS 4 y exacerbadas por la supererupción de Toba. [ 84 ]

Las poblaciones africanas experimentaron un cuello de botella ligeramente más temprano y leve, y se recuperaron antes. [ 81 ] [ 85 ] El tamaño efectivo estimado de la población basado en muestras de los pueblos Luhya y Maasai alcanzó sus números más bajos alrededor de 70–80 kyr, mientras que los del pueblo Yoruba alcanzaron un nadir alrededor de 50 kyr, [ 81 ] aunque la tendencia decreciente a largo plazo ya comenzó antes de 200 kyr. [ 86 ] Los tamaños efectivos de población restantes estimados son alrededor de 10 000 individuos, mayor que el tamaño estimado de las poblaciones no africanas durante su cuello de botella. [ 76 ] [ 77 ] [ 78 ] A diferencia de las poblaciones no africanas, no hay consenso sobre la causa del cuello de botella africano. Las causas propuestas incluyen el deterioro climático (de MIS 5, erupción de Toba, GS20 y/o MIS 4), [ 49 ] [ 83 ] [ 87 ] reducción de la subestructura en las poblaciones africanas y efectos fundadores de la dispersión dentro de África. [ 83 ]

Análisis genéticos previos de secuencias Alu en todo el genoma humano han demostrado que el tamaño efectivo de la población humana era inferior a 26 000 hace 1,2 millones de años; las posibles explicaciones para el bajo tamaño de la población de los ancestros humanos pueden incluir repetidos colapsos demográficos o eventos de reemplazo periódicos de subespecies de Homo competidoras. [ 88 ] El análisis del genoma completo recupera de manera similar tamaños de población africanos muy bajos hace alrededor de 1 millón de años. [ 77 ] [ 78 ] [ 89 ] Se cree que este cuello de botella de hace 1 millón de años fue causado por la severa edad de hielo MIS 22, que marcó la transición climática del Pleistoceno medio con aridez generalizada en África. [ 89 ] [ 90 ]

Estudios arqueológicos

Otras investigaciones han puesto en duda una asociación entre el Complejo de la Caldera de Toba y un cuello de botella genético. Por ejemplo, se encontraron herramientas de piedra antiguas en el valle de Jurreru, en el sur de la India ( Andhra Pradesh ), por encima y por debajo de una gruesa capa de ceniza de la erupción de Toba, y eran muy similares en todas estas capas, lo que sugiere que las nubes de polvo de la erupción no aniquilaron a esta población local. [ 91 ] [ 92 ] [ 93 ] Sin embargo, otro sitio en la India, el valle de Middle Son (en Madhya Pradesh ), muestra evidencia de una importante disminución de la población y se ha sugerido que los abundantes manantiales del valle de Jurreru pueden haber ofrecido a sus habitantes una protección única. [ 94 ] En el valle de Jurreru, en el sur de la India, las herramientas de piedra del Paleolítico Medio debajo de la capa de ceniza de Toba se datan mediante OSL a77 ± 4  kyr , mientras que la edad de las herramientas de piedra sobre la capa de ceniza se limita a no ser mayor de 55 kyr. Se sospecha que esta brecha de edad se debe a la remoción de sedimentos posteriores a la erupción o a la diezma de la población local hasta la reocupación a los 55 kyr. [ 95 ] Evidencia arqueológica adicional del sur y norte de la India también sugiere una falta de evidencia de efectos de la erupción en las poblaciones locales, lo que lleva a los autores del estudio a concluir, "muchas formas de vida sobrevivieron a la supererupción, contrariamente a otras investigaciones que han sugerido extinciones animales significativas y cuellos de botella genéticos". [ 96 ] Sin embargo, algunos investigadores han cuestionado las técnicas utilizadas para datar artefactos en el período posterior al supervolcán Toba. [ 97 ] La Catástrofe de Toba también coincide con la desaparición de los homininos Skhul y Qafzeh . [ 98 ] La evidencia del análisis de polen ha sugerido una deforestación prolongada en el sur de Asia, y algunos investigadores han sugerido que la erupción del Toba pudo haber obligado a los humanos a adoptar nuevas estrategias adaptativas, lo que pudo haberles permitido reemplazar a los neandertales y a "otras especies humanas arcaicas". [ 99 ] [ 100 ]

Cuellos de botella genéticos en otros mamíferos

Algunas evidencias indican colapsos poblacionales de otros animales después de la erupción de Toba. Las poblaciones del chimpancé de África Oriental , [ 101 ] el orangután de Borneo , [ 102 ] el macaco de la India central , [ 103 ] los gorilas [ 104 ] el guepardo y el tigre , [ 105 ] se expandieron a partir de poblaciones muy pequeñas hace unos 70 000 a 55 000 años. [ 27 ]

Véase también

Citas y notas

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  • La geografía predice la diversidad genética humana ScienceDaily (17 de marzo de 2005) – Al analizar la relación entre la ubicación geográfica de las poblaciones humanas actuales en relación con África Oriental y la variabilidad genética dentro de estas poblaciones, los investigadores han encontrado nuevas pruebas de un origen africano de los humanos modernos.
  • Fuera de África, también las bacterias: Homo sapiens y H. pylori se extienden juntos por todo el mundo ScienceDaily (16 de febrero de 2007) – Cuando el hombre salió de África hace unos 60.000 años para poblar el mundo, no estaba solo: lo acompañaba la bacteria Helicobacter pylori ...; ilus. mapa de migración.
  • Es posible que "panqueques" de magma hayan alimentado al supervolcán Toba.
  • Vídeo de YouTube "Apocalipsis de la Edad de Piedra"