VESUBIO, AÑO 79 d. C. LA DESTRUCCIÓN DE POMPEYA Y HERCULANO. Basado en el libro de Ernesto De Carolis y Giovanni Patricelli. Traducido del inglés al español por Anonio García Rivas

Prefacio

¿Por qué es la erupción del Vesubio en el año 79 D. C. tan única? No es el evento más grande en la historia de las explosiones volcánicas, ni es el que causó el mayor número de víctimas mortales. Esa dudosa distinción debe aplicarse a la gran erupción del Tambora en la isla de Sumbawa en Indonesia en en el año 1815. La erupción del Vesubio es única porque no hay otra erupción en la historia que haya tenido un efecto tan profundo en nuestra cultura y también porque nos ilustra el terror y la destrucción de una impresionante y sublime catástrofe natural.

Cuando el Vesubio entró en erupción en el año 79 D. C., se producen una serie de cosas. Se origina un desastre regional que se llevó miles de vidas y enterró las dos principales ciudades romanas de Pompeya y Herculano debajo de una manta caliente de ceniza y pómez a una profundidad tal que no fueron habitadas de nuevo durante un milenio. No es sólo la magnitud del desastre lo que es tan convincente, sino igualmente su integridad en enterrar una región tan grande y una población que representa una sección transversal completa de la sociedad romana de su tiempo. Ningún otro volcán activo ha erupcionado dentro de una región tan densamente poblada. Como consecuencia de la catástrofe, Roma perdió a uno de sus más grandes eruditos, Plinio el Viejo, que dio su vida en un intento de estudiar de cerca el desastre natural.

Pero emergente de la devastación de la erupción llegó Plinio el Joven, primero como cronista de la catástrofe y de la muerte de su tío, más tarde se convirtió en un funcionario importante. Su único relato es el primer informe testigo de una erupción volcánica, así como un hito histórico que marca el comienzo del estudio de los volcanes.

Sin embargo, el impacto cultural más importante de la erupción del Vesubio empezó a surgir cuando las ciudades fueron redescubiertas en el siglo XVIII. La manta letal de ceniza volcánica y piedra pómez había conservado en el suelo una cápsula del tiempo del arte, la arquitectura y la cultura de toda una civilización, en un estado de exhaustividad y detalle como en ningún otro sitio arqueológico en la Tierra. El proceso resultante del descubrimiento de Herculano y Pompeya simplemente exigió la creación de una nueva disciplina, y así el descubrimiento de las ciudades llevó a la aparición de la arqueología y la historia del arte como nuevos e importantes esfuerzos de la cultura humana. Cuando las imágenes de las esculturas descubiertas, del arte y los objetos empezaron a circular por toda Europa, permitieron un rejuvenecimiento de interés en lo clásico y el nacimiento del estilo neo-clásico. El drama del evento catastrófico provocó una respuesta generalizada en la literatura y el arte, tratando de mostrar los últimos días de Pompeya.

 Como la vulcanología se desarrolló a partir de un esfuerzo en gran parte descriptivo en el siglo XIX hacia una ciencia más cuantitativa en la última parte del siglo XX, la comprensión de los procesos asociados a una gran erupción explosiva comenzó a surgir. Los primeros puntos de vista y simplistas de que las ciudades del Vesubio fueron enterradas rápidamente por una lluvia intensa de cenizas y flujos de lodo fueron dando paso a modelos más complejos. Como sucede a menudo en la ciencia, es la observación de un evento actual el que nos da la clave o las claves para la comprensión del pasado. El primer gran avance en el estudio de la erupción del Vesubio se produjo a raíz de la erupción en 1902 de la Montagne Pelée en Martinica en las Indias Occidentales, cuando la devastación de oleadas piroclásticas y flujos piroclásticos fue llevado de manera espectacular a casa. Nuestro minucioso relato de la catástrofe natural del año 79 no fue posible, sin embargo, hasta la experiencia de las erupciones del Monte St. Helens en los EE.UU. en 1980 y El Chichón en México en 1982 lo que proporcionó la luz  guía en la interpretación de los depósitos volcánicos de Pompeya y Herculano y la integración del registro estratográfico con el relato fiel de Plinio el Joven.

¿Qué hemos aprendido de este terrible desastre? Sabemos que el Vesubio está activo, y que tiene una larga historia de erupciones catastróficas de aquella magnitud que se han producido en varias ocasiones durante su vida activa de diecisiete mil años. ¿Hemos aprendido a vivir con el gigante dormido? A juzgar por la expansión urbana actual y el rápido desarrollo comercial y residencial que se está moviendo por las laderas del volcán, debo concluir con tristeza que aún no hemos aprendido la lección.

Haraldur Sigurdsson

Universidad de Rhode Island EE. UU.

Introducción 

Tras siglos de reposo, Mons Vesuvius despertó. En la mañana del 24 de agosto, en el año 79 dC, los habitantes de la zona que rodea al Vesubio se asombraron por el rumor siniestro y las primeras explosiones que provenían de la familiar   montaña, las laderas de la cual estaban cubiertas de viñedos y bosques frondosos. A continuación, el rugido de un millar de truenos se extendió por la zona, mientras que la tierra temblaba, lanzando a las personas, animales y objetos fuera de su estado de equilibrio. Luego vino una densa lluvia persistente, de piedra pómez que cubría y blanqueaba tanto a la ciudad como al campo. Entonces la nube caliente de cenizas que abrumó todo a su paso y después ...

En 1710, durante la excavación de un pozo en Herculano, un trabajador accidentalmente golpeó un bloque finamente pulido de mármol. Así comenzó el largo y laborioso descubrimiento de las ciudades destruidas por la furia del volcán, engendrando un florecimiento de estudio e investigación, así como un peregrinaje continuo de visitantes y curiosos, atraídos por la posibilidad de pasear en medio de las calles, las casas, talleres, y edificios sagrados y  públicos que una vez estuvieron llenos de vida y del eco de las voces de sus habitantes. El entusiasmo y la fascinación inspirada por las ciudades enterradas en ceniza en ese cálido día de finales de agosto han sido la base para innumerables trabajos que han intentado, con diferentes grados de éxito, reconstruir y comprender el mundo de los antiguos vesubianos, hasta sus últimos momentos de vida. El desastre se ha acercado a través de la fantasía y el realismo, la imaginación y la documentación precisa, la poesía y la ciencia. Con esta publicación, nuestro objetivo, que esperamos haberlo conseguido, ha sido describir de la manera más exhaustiva posible el terrible caso que se encuentra detrás de la fama inmortal de las ciudades del Vesubio.

De esta forma, hemos reunido los más recientes datos vulcanológicos y arqueológicos con una serie de conceptos que son simples y fáciles de entender, pero no imprecisos. El resultado es una descripción del territorio en torno al Vesubio, el impacto de los asentamientos humanos allí, y la rápida sucesión de erupciones que perturbaron toda la zona, en particular Pompeya y Herculano.

Como introducción natural en la materia principal del libro, hemos incluido información sobre la actividad volcánica en general y sobre los diferentes tipos de erupciones, con un glosario de términos científicos.

Especial atención se ha prestado a la historia del complejo volcánico de Somma-Vesubio. Finalmente, la última parte del libro se ocupa de los intereses y emociones suscitados por el descubrimiento de los cuerpos humanos en la compleja historia del descubrimiento de Pompeya.

La reconstrucción de la zona del Vesubio en el siglo I dC es particularmente compleja, incluso hoy en día, debido a dos factores: las erupciones continuas que han ocurrido durante los siglos, comenzando con la famosa del AD 79 y la intensa urbanización de toda la región, que se ha acelerado en las últimas décadas. En diversos grados, estos factores han alterado profundamente el aspecto de la zona, pero sin producir efectos tan marcados como los que siguen a la erupción del año 79 dC. Ese evento resultó en el éxodo masivo de los que sobrevivieron al evento aterrador, a la destrucción, aunque temporal, de la vida productiva del territorio, y el cambio de la línea de costa y el curso del río Sarno, una arteria vital para la economía de esta parte de la Campania. Con la ayuda de las fuentes antiguas y la continua investigación interdisciplinaria, ahora poseemos una gran cantidad de datos, la intercalación de los cuales se permitirá como para intentar una reconstrucción geológica, urbana, y del aspecto productivo de la zona del Vesubio en el siglo I dC. El territorio que fue el telón de fondo de la erupción catastrófica consistió en la zona comprendida entre la ciudad de Herculano y el sitio de Estabia a lo largo de la costa, las laderas del Vesubio y la cadena de montañas Lattari, con una penetración hacia el interior en el área sustancialmente plana caracterizadas por el sinuoso recorrido del río Sarno. En concreto la ciudad de Herculano y la Villa suburbana de Papiry, separadas por un barranco lleno de flujo, se enfrentaban directamente hacia el mar, desde una posición muy elevada. Pompeya, por el contrario, construida en un alto espolón de lava, se situaba en la proximidad inmediata del borde del Vesubio, estaba a la altura de las villas residenciales de la sociedad romana acomodada, así como albergaba diferentes asentamientos costeros.

Por otro lado, el interior de la región se caracterizaba por villas rústicas de distintos tamaños, dependiendo del tamaño de la propiedad. Las parcelas se usaban para diversos tipos de cultivos y ganado. Las laderas del Vesubio y las montañas Lattari tenían extensos viñedos y, hacia la cima, grandes zonas boscosas de robles y hayas que los habitantes de la zona usaban para la madera.

La conexión entre los asentamientos urbanos y las villas se aseguraba mediante una red de carreteras bien desarrollada, tanto locales como de conexión con las cercanas Nápoles y Nuceria.

 Somma-Vesuvius

LA LLANURA DE LA CAMPIÑA

Las áreas volcánicas que están activas en la actualidad (Vesubio, Los campos de Phlegraean e Ischia) están situados en una baja y amplia área conocida como la Llanura de la Campiña, al sureste de las montañas Lattari sobre la península Sorrentina, al norte y noreste de las montañas Caserti y en el borde occidental de las montañas Picentina, y finalmente al noroeste del monte Massico. La Llanura de la Campiña (Fig. 1) se formó a finales del Plioceno (hace dos millones de años aproximadamente),  

a lo largo del borde occidental de la cadena de los Apeninos, siguiendo la depresión general de las tierras calcáreas que se extienden continuamente desde la península Sorrentina hasta el monte Mássico. La depresión de este área es el resultado de los movimientos tectónicos que condujeron a la formación de la cuenca del Tirreno, comenzada hace aproximadamente siete millones de años. Este movimiento, todavía en progreso en la actualidad, gira hacia la parte oriental de la península Italiana.

Las enormes fuerzas que originaron la depresión de este área crearon profundas fallas en la corteza de la tierra. Estas fallas facilitaron la subida de los fluidos magmáticos y resultaron en la formación de las estructuras volcánicas encontradas a lo largo de la costa tirrénica. De hecho, mucha de la actividad volcánica en la Campiña está localizada a  lo largo de los sistemas de fallas que se originaron dentro del contexto de estos  procesos.

ACTIVIDAD VOLCÁNICA

La actividad volcánica  es la manifestación en superficie de los procesos que tienen lugar dentro de la corteza terrestre y del manto subyacente. El magma emergente (fluidos de composición silícea creados por la fusión de las rocas) se acumula en áreas específicas de la corteza terrestre, llamadas cámaras magmáticas, que se encuentran generalmente localizadas a una profundidad de 1 a 10 kilómetros. Aquí el magma cesa de fluir pero se desarrolla químicamente a medida que espera para comenzar la etapa final de su viaje a la superficie.

Dentro de conductos que enlazan la cámara magmática con la superficie terrestre, y a lo largo de los cuales el magma tiende a elevarse, el fenómeno que ocurre determinará el grado de explosividad y peligro de una erupción. La composición del magma y el porcentaje de sustancias volátiles (gas y especialmente agua) disueltas en él influirán en el curso de las acciones futuras del volcán. En términos de actividad volcánica, el proceso dominante es la desgasificación que el magma experimenta en las áreas mas próximas a la superficie, con la liberación de las sustancias volátiles que se encontraban en solución en el área mas profunda de la columna magmática. La solubilidad del agua y los gases contenidos en los líquidos magmáticos aumenta con el crecimiento de la presión de restricción y depende de la composición química del magma así como de su temperatura.

A medida que el magma sube hacia la superficie, la presión de restricción   disminuye, provocando una disminución en la solubilidad de los volátiles. Las burbujas de gas, también llamadas vesículas, comienzan a formarse dentro del magma. La continua y gradual disminución en presión a medida que el magma sube origina una expansión constante y adición de burbujas de gas, las cuales se desplazan hacia arriba en la columna magmática, dado que su densidad es inferior que la del líquido. La vesiculación, permitiendo el crecimiento y elevación de las burbujas, está fuertemente afectada por la viscosidad del magma, dependiendo de su presión, temperatura, y composición. 
En el magma básico, con baja viscosidad generalmente, los gases liberados pueden escapar con relativa facilidad, resultando generalmente en erupciones efusivas o fluyentes. Con magma ácido y más viscoso, la liberación de los gases ocurre con mayor dificultad. La presión dentro  de las vesículas aumenta hasta que supera la resistencia oponente del líquido y explota, lanzando al aire jirones de magma líquido y fragmentos sólidos del conducto. Las erupciones resultantes son de naturaleza explosiva (fig. 2.

Erupciones efusivas

Estas erupciones, clasificadas como estrombolianas  o hawaianas en tipo, se caracterizan por un bajo nivel de explosividad. Son originadas por magma básico que es relativamente bajo en gas, alto en temperatura (1200º F  650º C), y bajo en viscosidad.

En estos tipos de erupciones, las burbujas formadas a través de la vesiculación suben más fácilmente dentro de la columna magmática y no incorporan presión, debido a la baja resistencia que el magma ofrece.

En las erupciones estrombolianas (normal para el volcán Estromboli en la isla italiana del mismo nombre, en el archipiélago de las Eolias), que son moderadamente explosivas, generalmente la expansión y adición de burbujas crea una sola vesícula grande que explosiona una vez que llega a la superficie. Una vez que hace esto, emite fragmentos de magma, que, como se enfrían rápidamente, forman la llamada escoria, goterones de lava helada perforada de hoyuelos. La emisión de fragmentos mayores crea auténticas bombas.

Las erupciones del tipo hawaiano (características de los volcanes en el archipiélago de Hawaiis) se caracterizan por la emisión moderada de magma básico, con explosiones más pequeñas y poca ceniza o cascotes de lava.

En tales casos el flujo es particularmente alto. Se forman fuentes espectaculares de lava (fig.3), que pueden alcanzar alturas de cientos de metros, cuando una porción del magma alcanza la superficie, fluyendo lentamente a lo largo de los lados del volcán y creando grandes torrentes de lava.

Erupciones explosivas plinianas
En el magma ácido, la expansión, adición, y elevación de burbujas crea en la superficie de la columna magmática una especie de espuma, compuesta de magma y burbujas. El proceso tiende a cesar cuando las burbujas llegan a acercarse estrechamente y la viscosidad del magma evita una posterior expansión. En ese punto la presión de los gases dentro de las vesículas aumenta hasta que excede la fuerza de cohesión del magma. Con la explosión de las burbujas, comienza la fragmentación, generalmente a una profundidad de unos cientos de metros. El magma se reduce a diminutas partículas (ceniza) y cascotes que, enfriándose rápidamente, preservan las burbujas de gas en sus cavidades internas. La roca resultante se llama pómez.
Así se forma una mezcla de baja viscosidad, constituida de finas partículas de magma y gas que se acelera a través del conducto. 

fig. 6. El colapso de una columna eruptiva se 

origina de los flujos piroclásticos de alta

temperatura y velocidad que se distribuyen

a lo largo de las laderas de un volcán.

Su velocidad, del orden de uno a varios cientos de metros por segundo, depende de sus propiedades físicas y de las dimensiones y forma del conducto. La emisión de esta mezcla del conducto volcánico forma un violento chorro de gas de alta velocidad lleno de pómez y ceniza. Esto se mezcla turbulentamente con el aire que le rodea, calentándolo y haciendo que forme una nube eruptiva, densa con ceniza y fragmentos piroclásticos. Esta nube, al ser mas ligera que el aire de alrededor, se eleva a una altitud de unos cuantos de kilómetros (tan alto como 50 o 60 kilómetros, dependiendo de la cantidad de energía térmica transmitida a la atmósfera) (fig. 4). La mezcla continua con el aire disminuye la temperatura de la columna eruptiva. Finalmente alcanza un nivel al cual su presión se debilita y las densidades de las nubes y la atmósfera retroceden a su equilibrio. Este es   el    punto  de  mayor expansión lateral de la nube en la dirección de los vientos estratosféricos, y los materiales mas ligeros, tal como el pómez y la ceniza son transportados a distancias hasta cientos de kilómetros. Los materiales mas pesados, tal como las bombas volcánicas, tienden a caer de acuerdo a trayectorias balísticas (fig.5). Durante el transcurso de las erupciones de este tipo (definidas como Plinianas en honor de Plinio el Viejo, el naturalista romano que murió en la erupción del Vesubio en el año 79 D. C.), que son violentamente explosivas en naturaleza, los volcanes pueden emitir grandes volúmenes de material piroclástico, compuesto de pómez, lapilli (picón) (Se trata de fragmentos de entre 2 y 64 mm. , de composición basáltica), diferentes piedras líticas, y grandes fragmentos. Algunas veces el ascenso de la columna eruptiva es incompleto, o la columna puede colapsarse, cuando la cantidad de energía que impregna el aire es insuficiente para crear una mezcla que tenga inferior densidad que el aire. Este colapso puede resultar de una expansión de la boca eruptiva, un aumento en la masa de materiales emitidos, o una velocidad reducida de la mezcla debida a una menor concentración de gases y por lo tanto menos presión.

El colapso de la columna eruptiva crea flujos piroclásticos (fig. 6), con repentino y gran aumento de las nubes sobrecalentadas (con temperaturas de 300 - 400ºC) compuestas de gases y fragmentos de magma líquido que literalmente ruedan por las laderas del volcán, alcanzando velocidades de algunas veces mas de 100 kilómetros por hora y llegando a distancias de muchos kilómetros del centro eruptivo. El enorme potencial destructivo de estos flujos los hace incluso mas peligrosos asociados con erupciones explosivas (fig.7)  

fig. 7. Espectacular toma de la inestabilidad del flujo piroclástico durante la erupción del Monte St. Helens en Mayo de 1980

Materiales piroclásticos de las erupciones explosivas
Los materiales emitidos durante la actividad explosiva de un volcán se llaman materiales piroclasticos, guijarros de magma que expulsados por la ventilación, se enfrían y acumulan, formando rocas piroclásticas. La mayoría de estos materiales son vítreos (cristalinos) en naturaleza, puesto que durante la subida del magma en el conducto volcánico, la expansión de los gases causa un enfriamiento rápido que evita la formación de cristales. Así tenemos la formación del pómez, de color blanco - gris, y la escoria, rojo oscuro. Ambos están caracterizados por una estructura vesicular, con una red de cavidades dejada por la expulsión de los gases. Estos orificios son mas numerosos en el pómez, haciéndolo muy ligero. Ademas de los materiales que son definidos como vítreos, varios fragmentos líticos pueden emitirse en un estado solido. Estos están categorizados como sigue:
a. Fragmentos juveniles, producidos directamente por el enfriamiento del magma; estos pueden estar parcialmente cristalizados, dependiendo del grado de desarrollo antes de la erupción.
b. Piedras líticas accesorias, fragmentos sólidos depositados en el conducto volcánico por anteriores erupciones, que posteriormente son expulsados.
c. Piedras líticas accidentales, procedentes de la base de la estructura; estas pueden no ser volcánicas en origen, tal como los fragmentos calcáreos presentes en los materiales expulsados por el Vesubio.
Los materiales piroclásticos, dependiendo de su tamaño, pueden categorizarse como:
a. bocmbas y bloques, con dimensiones mayores de 64 mm;
b. lapilli, piroclástos de caída, con dimensiones de 2 a 64 mm;
c. ceniza, con dimensiomes menores de 2 mm.
Los llamados lapilli acrecionales (pisolíticos) son particularmente dignos de mención. Estos están formados por el crecimiento concéntrico de ceniza alrededor de un núcleo de condensación. Estos están presentes en erupciones que son ricas en agua, que crean nubes de ceniza suspendida y con frecuencia indican acontecimientos de una naturaleza hydro - magmática.
Los modos de emisión de estos materiales pueden resumirse en tres tipologías (fig. 8):

a. depósitos procedentes de la fase de caída, directamente desde la nube Pliniana, en la cual los trozos mas grandes caen alrededor del punto de emisión siguiendo trayectorias balísticas, mientras que los materiales mas finos son transportados por los vientos estratoféricos a áreas mas distantes;  
b. depósitos procedentes de los flujos piroclásticos, nubes de material con un porcentaje mayor de partículas sólidas que de gases, los cuales se derraman por las laderas del volcán, corriendo por depresiones de valles preexistentes;
c. depósitos de inestabilidades piroclásticas, nubes de material a alta velocidad y temperatura, mas rico en gases que en partículas sólidas.
Con frecuencia las inestabilidades piroclásticas y los flujos pueden originarse desde la misma nube supercalentada; en este caso la inestabilidad, al ser mas fluida, precede al flujo en la carrera a lo largo del terreno.
Los "Lahars" son otro fenómeno unido a las erupciones explosivas. Estos son avalanchas de lodo que tienen lugar cuando grandes cantidades de ceniza que se han acumulado en las laderas del volcán están saturadas por lluvia y vapor emitidos durante la actividad volcánica y luego puestas de nuevo en movimiento. De esta forma un gran volumen de material puede transportarse colina abajo, fluyendo a lo largo de las depresiones en el terreno.

Erupciones freatomagmáticas y explosiones freáticas
Las manifestaciones eruptivas en las cuales el magma interactua con el agua de tierra o mar se llaman freáticas. En las explosiones freáticas el magma encuentra un acuífero en su camino hacia la superficie. Este cede parte de su calor al agua, elevando la temperatura y causando evaporación. Se crea una enorme presión que provoca que el vapor y los flujos de agua se proyecten hacia las zonas de roca menos resistentes. Cuando las rocas superpuestas no se fracturan instantáneamente, no se produce ninguna erupción. Pero si la presión generada es mayor que la impuesta por las rocas contiguas, y si el vapor puede extenderse en el interior, entonces las rocas se fracturan, resultando en una fase eruptiva freática en la que se expulsan vapor y fragmentos de rocas de recubrimiento. en una explosión freática el magma también puede que no alcance la superficie si su energía es insuficiente. En este tipo de situación se pueden formar columnas de vapor de varios kilómetros de altura, con grandes masas expulsadas cientos de metros, pero con menos violencia que en las erupciones explosivas; puede ser la fase inicial de apertura del conducto volcánico (fig. 9). 

En las erupciones freatomagmáticas, no obstante, existe contacto directo entre el magma y el agua dentro del conducto volcánico durante el proceso de fragmentación, cuando la mezcla de gas y magma está sujeta a una abrupta depresión, debida a su expansión y aceleración. La evaporación instantánea del agua crea una enorme presión, que como resultado acentúa la fragmentación del magma, creando un incremento en la explosividad y violencia del evento eruptivo (fig. 10). Este tipo de erupción está tipificada por la formación de una nube de ceniza, lapilli, y un gran anillo (base de la inestabilidad) piroclástico en la base de la columna eruptiva. Esta nube se expande a gran velocidad y en todas las direcciones por las laderas del volcán.

CRONOLOGÍA DE LAS ERUPCIONES VESUBIANAS