Sopečná činnost na Io , jeden z měsíců Jupitera , vyrábí tři hlavní typy erupcí . Může pocházet ze sopečné jámy (zvané patera ), některé lávové proudy , čedičové , běh na desítky a někdy i stovky kilometrů. Jsou podobné pozemské lávě ze štítových sopek , jako je Kīlauea na Havaji . Erupce druhého typu jsou tvořeny ultramafickými křemičitany při zvláště vysokých teplotách až do 1600 K ( 1327 ° C ). Erupce třetího typu pohánějí sloučeniny síry , oxidu siřičitého a pyroklastických materiálů až do vzdálenosti 500 kilometrů . Tyto ejecta produkují gigantické sopečné oblaky ve tvaru deštníku. Poskytují materiál, který barví okolní terén červenou, černou a bílou, vytváří řídkou povrchovou atmosféru a podílí se na obrovské magnetosféře Jupitera .
Tato významná vulkanická aktivita byla objevena v roce 1979 vědeckými zobrazovacími přístroji Voyager 1 . Různá pozorování, ať už ze Země nebo během přeletů vesmírných sond, dokázala potvrdit polohu více než 150 aktivních sopek a umožnila pozorovat četné povrchové změny vyvolané jejich aktivitou. Ve skutečnosti, vzhledem k rozsahu oblastí, které jsou dnes ještě nedostatečně známé, by povrch mohl pokrýt až 400 aktivních sopek. Io je jednou z mála hvězd ve sluneční soustavě s prokázaným aktivním vulkanismem, dalšími čtyřmi jsou Země , měsíc Enceladus , měsíc Triton a Venuše .
Tato sopečná je vyvolána gigantických slapových sil generovaných excentrické oběžné dráze v Galilean měsíce v blízkosti obří Jupiter . Tyto přílivy generují významné komprese a expanze pláště a způsobují zahřívání vnitřním třením. V tom se tento vulkanismus liší od toho známého na Zemi, který pochází hlavně z rozpadu radioaktivních izotopů . Bez přílivových tlaků by Io bylo jako Měsíc , svět stejné velikosti a hmotnosti, geologicky mrtvý a pokrytý mnoha krátery . Naopak, intenzivní sopečná činnost umožnila vznik rozsáhlých oblastí pokrytých lávou, což z tohoto měsíce dělalo nejohnivější tělo sluneční soustavy. Sopečné erupce jsou neustálé a neustále přetvářejí povrch tohoto měsíce.
Předtím, než Voyager 1 překročil Io orbita je5. března 1979, satelit byl považován, stejně jako Měsíc , za mrtvý svět. Objev oblaku sodíku pokrývajícího Io je nejprve interpretován jako podpis povrchu tvořeného odpařováním .
První objevy pocházejí ze Země a jsou založeny na infračervených pozorováních provedených v 70. letech . Při měřeních prováděných při vlnové délce 10 μm v infračervené oblasti, zatímco Io je zcela ve stínu Jupiteru, je ve srovnání s jinými galilejskými měsíci objeven abnormálně vysoký tepelný tok . V té době byl tento tepelný tok v první hypotéze přičítán povrchu, který musel mít tepelnou setrvačnost větší než u Evropy a Ganymedu . Tato hypotéza je neplatná na základě měření provedených při vlnových délkách 20 μm . Tato měření skutečně naznačují, že Io má povrchové vlastnosti podobné ostatním galilejským měsícům. Od té doby se ukázalo, že tento vyšší tok při kratších vlnových délkách lze přičíst teplu vydávanému sopkami Io v kombinaci se sluneční lomem . Stejná lom světla poskytuje mnohem větší část infračervených toků při delších vlnových délkách. Silný nárůst tepelné emise Io při 5 μm je pozorován na20. února 1978tým vedený Wittebornem. Tým astronomů zvažuje možnost sopečné činnosti, v takovém případě se jedná o tok způsobující zvýšení teploty na 600 K ( 327 ° C ) na ploše 8 000 km 2 . V té době však autoři považují tuto hypotézu za nepravděpodobnou a své vysvětlení orientují na emise pocházející z Io v interakci s magnetosférou Jupitera .
Krátce před pasáží Voyageru 1 publikují Stan Peale, Patrick Cassen a RT Reynolds článek v časopise Science . Článek stanoví, že vysoké teploty pozorované ze Země lze vysvětlit vulkanickým povrchem. Představují model, kde by Io měla diferencovanou vnitřní strukturu s odlišnými typy hornin spíše než s homogenní směsí. Jejich výpočtové předpoklady jsou založeny na interních modelech satelitu s přihlédnutím k enormnímu množství tepla produkovaného proměnnou přitažlivostí, kterou na něj Jupiter působí. Tato odchylka je způsobena mírně excentrickou oběžnou dráhou. Matematické projekce stanoví, že teplo produkované slapovými silami na plášti složeném z homogenních materiálů produkuje množství tepla třikrát větší než teplo produkované samotným rozpadem radioaktivních izotopů . Rovněž stanoví, že tento účinek gravitačního ohřevu je ještě důležitější za předpokladu diferencované vnitřní struktury.
První snímky Io Voyageru 1 odhalují vlastnosti velmi mladého povrchu, zejména bez kráterů meteorických nárazů . Počet tohoto kráteru skutečně používají geologové k odhadu stáří planetárního povrchu: čím vyšší je počet nárazových struktur, tím starší je planetární povrch. Místo toho Voyager 1 pozoruje různobarevný povrch protínaný prohlubněmi nepravidelného tvaru, které postrádají vyvýšené hrany charakteristické pro impaktní krátery. Sonda také sleduje charakteristické stezky tvořené tekutinami s nízkou viskozitou a izolovanými vysokými horami, které se nepodobají suchozemským sopkám. Pozorování povrchu naznačuje, že v souladu s teoriemi Peale a jeho týmu je Io silně přetvořen intenzivním vulkanismem.
The 8. března 1979, tři dny po průletu Jupiterem, Voyager 1 pořizuje snímky Jupiterových měsíců, aby pomohl řídícím misí určit přesnou polohu kosmické lodi. Tento proces se nazývá „optická navigace“. Při zpracování snímků Io za účelem zlepšení viditelnosti hvězd v pozadí zvýrazňuje navigační inženýrka Linda Morabito dlouhý oblak vysoký 300 kilometrů. Zpočátku má podezření, že mrak je měsícem za Io, ale žádné místo vhodné velikosti nemohlo toto místo obsadit. Objekt byl oblak generovaný aktivním vulkanismem na temné depresi, která byla později pojmenována „Pelé“. V důsledku tohoto objevu bylo na dřívějších snímcích Io pořízených Voyagerem 1 identifikováno dalších sedm chocholů . Rovněž se nacházejí tepelné emise z více zdrojů, které svědčí o lávovém chlazení. Změny povrchu jsou patrné, když se obrázky pořízené Voyagerem 2 srovnávají s těmi, které pořídil o čtyři měsíce dříve Voyager 1 , včetně nových depozit oblaku z pater Aten a Sirte.
Hlavní zdroj tepla umožňující částečnou fúzi vnitřních vrstev Io se liší od zdroje na Zemi . Tak, jak pokud se týká Země, tato vysoká teplota pochází hlavně z zbytkového tepla v důsledku jeho narůstání jako stejně jako rozpadu z radioaktivních izotopů . V případě Io pochází toto teplo hlavně z rozptylu velkých slapových sil . Tyto slapové síly jsou způsobeny jeho blízkostí k Jupiteru , hromadným rozdílem mezi dvěma hvězdami, synchronní revolucí Io kolem jeho planety a orbitální excentricitou Io.
Během své revoluce kolem Jupitera není Io ve stejné vzdálenosti od své planety. Mezi periapsí, kde je měsíc nejblíže Jupiteru, a apoapsou, nebo když je nejvzdálenější, mají deformace Io za následek dvě boule o výšce sto metrů. Jelikož Io provádí synchronní revoluci a současně Jupiteru představuje stejnou tvář, nemůže Měsíc měnit svoji rychlost, aby tyto deformace minimalizoval. Nakonec blízkost Io k Jupiteru a rozdíl v hmotnosti mezi dvěma hvězdami vysvětlují důležitost deformací, přičemž gravitační přitažlivost generovaná Jupiterem na Io je mnohem větší než v opačném případě. Velké slapové síly, které Io ví, měly změnit jeho trajektorii, aby našly oběžnou dráhu, která by minimalizovala síly generované Jupiterem. Io je však udržováno na své oběžné dráze Evropou a Ganymedem , dvěma dalšími měsíci Jupitera , které také udržují výstřednost své oběžné dráhy prostřednictvím rezonančního jevu . Takže zatímco Ganymede dělá jednu revoluci kolem Jupitera, Io dělá čtyři a když Evropa dělá jednu, Io obíhal planetu dvakrát. Tato stabilizace oběžné dráhy Io také umožňuje, aby se nepřiblížila k Jupiteru a nepřekročila Rocheovu hranici , což by způsobilo její rozbití, když slapové síly převládnou nad vnitřní soudržností satelitu.
Horninové masy tvořící Io jsou tak vystaveny permanentnímu tření . Z určité hloubky umožňují podmínky teploty a tlaku v kombinaci s těmito třecími silami částečné splynutí těchto hornin ve formě magmatu . Ten stoupá na povrch Io a dává lávu během sopečných erupcí . K vzestupu tohoto magmatu nedochází konvekcí pláště jako na Zemi, ale posunem tekutých hmot pod vlivem gravitace . Tok tepla vyzařované celé Io povrchu je 0,6 až 1,6 x 10 14 W . Toto vnitřní teplo je nicméně na některých místech satelitu evakuováno na úrovni sopek, zatímco teplota zbytku jeho povrchu je relativně nízká. S touto situací se Země nesetká, konvekcí pláště distribuující tok tepla po celém povrchu zeměkoule. Měření tohoto tepelného toku vyzařovaného Io jsou však lepší než výpočty provedené podle slapových sil, které v současné době prochází satelit. Někteří astrofyzici vysvětlují tento jev existencí latentního tepla produkovaného, když gravitační síly vyvíjené na Io byly mnohem větší než dnes.
Analýzy obrazů sondy Voyager vedly vědce ke spekulacím, že lávové proudy byly většinou tvořeny různými formami roztavené elementární síry . Bylo zjištěno, že zbarvení lávových proudů je podobné jeho různým alotropiím . Rozdíly pozorované v barvě a svítivosti lávy závisí na teplotě polyatomové síry, jakož i na sestavě a vazbách jejích atomů. Analýza toků vyzařujících z Patera Ra odhalila materiály různých barev, všechny spojené s kapalnou sírou, v různých vzdálenostech od ústí: blízké tmavé albedo s 525 K ( 252 ° C ), červené zbarvení světlé ve střední části každého nalít 450 K ( 177 ° C ) a oranžový materiál na konci každého nalít 425 K ( 152 ° C ). Tento barevný model odpovídá paprskům lávového proudu proudícího z jeho kaldery a jeho ochlazování, když se pohybuje po povrchu. Kromě toho jsou měření teploty tepelné emise v zařízení Patera Loki prováděná přístrojem Infračervený interferometr a radiometr (IRIS) Voyager 1 v souladu s vulkanismem vylučujícím síru. Přístroj IRIS však nebyl schopen detekovat vlnové délky svědčící o vyšších teplotách, které by vedly ke zvýraznění silikátového vulkanismu . Navzdory tomu se vědci domnívají, že křemičitany musí hrát roli ve zdánlivé mladistvosti Io a jeho vysoké hustotě. Musí také pomáhat vyztužovat velmi svažité části síry, které se hromadí na okraji pater . Rozpory mezi povrchovými strukturami hvězdy a teplotami (a spektrem) pozorovanými během průletu sond Voyager vedly k debatě mezi astrofyziky. Tyto debaty se týkaly hlavně složení lávových proudů (silikáty nebo sloučeniny síry).
Následující studie v 80. a 90. letech , založené na infračervených snímcích pořízených ze Země, umožnily vyvinout paradigma od sírného vulkanismu ke složitějšímu vulkanickému systému, kde dominují křemičitany a kde stopy síry mají druhoradou roli. V roce 1986 měření brilantní erupce odhalily teploty nejméně 900 K ( 627 ° C ), to znamená nad bodem varu síry, který je při 715 K ( 442 ° C ). To ukazovalo na lávu složenou z křemičitanu během alespoň části toků. Podobné teploty byly také pozorovány během erupce Sirte v roce 1979 mezi dvěma průchody sond Voyager, jakož i během další erupce pozorované Wittebornem a jeho kolegy v roce 1978 . Kromě toho modelování silikátových lávových proudů naznačovalo, že se rychle ochladily. Hlavní odlitek, ztuhlý, by tak způsobil tepelné emise, v nichž by dominovaly komponenty s nízkou teplotou. Zdrojem pozorovaných kontrastů by byly malé oblasti pokryté roztavenou lávou, které se stále blíží teplotě erupce.
V letech 1990 až 2000 byl sondou Galileo nakonec potvrzen silikátový vulkanismus zahrnující čedičové lávy se sloučeninami hořčíku . Měření teploty prováděná přístroji Solid-State Imager (SSI) a Near-Infrared Mapping Spectrometer (NIMS) odhalilo řadu horkých míst s vysokoteplotními komponentami v rozmezí od 1200 K ( 927 ° C ) do maximálně 1600 K ( 1327 ° C) ), pozorované při erupci Patera Pillan v roce 1997 . Počáteční odhady během přístupové mise sondy Galileo naznačovaly teploty erupce blízké 2000 K ( 1700 ° C ). Od té doby bylo zjištěno, že jsou velmi nadhodnoceny, protože byly založeny na tepelných modelech, které byly zneužity pro stanovení teplot. Spektrální pozorování temné hmoty Io naznačují přítomnost pyroxenů, jako je enstatit a křemičitany bohaté na hořčík v mafických a ultramafických bazaltech . Tento tmavý materiál byl pozorován v sopečných jámách, na čerstvých lávových proudech a pyroklastických usazeninách obklopujících výbušné sopečné erupce posledních let. Na základě naměřených teplot lávy a měření spektra by některé lávové proudy mohly být analogické pozemským komatiitům . Vzhledem k tomu, že přehřátí pochází z komprese, mohlo by to zvýšit teplotu, jak magma stoupá na povrch během erupce. To by mohl být také jeden z určujících faktorů, který by vysvětloval velmi vysoké teploty, které se někdy pozorují.
Měření teplot různých sopek nakonec ukončilo debatu „síra versus křemičitany“, která přetrvávala mezi misemi Voyager a Galileo . Přítomnost křemičitanu by však neměla minimalizovat roli síry a oxidu siřičitého ve pozorovaných jevech. Tyto dva materiály byly detekovány v oblacích generovaných sopkami, přičemž síra byla například hlavním složkovým prvkem oblaků sopky Pelé. Světelné lávové proudy byly identifikovány například v Tsui Goab Fluctus, Patera Emakong a Patera Balder. Vyvolávají únik síry nebo vulkanismus oxidu siřičitého.
Pozorování Io , ať už z vesmírných sond nebo od astronomů ze Země , vedla k identifikaci různých druhů obrovských erupcí . Tři hlavní typy identifikovaných erupcí jsou erupce uvnitř patery, erupce s nepřetržitým tokem a erupce s explozí. Liší se, pokud jde o dobu trvání, uvolněnou energii, vyzařovanou teplotu (určenou infračerveným zobrazením), povahu lávových toků a umístění od sopečných jám po vulkanické formy.
Erupce uvnitř patera se vyskytují ve sopečných depresích zvaných patera ( latinský výraz ve francouzštině „hák“, „řezání“), které mají obecně plochý povrch ohraničený strmými stěnami pozadí. Patera vypadají jako pozemské kaldery, ale není určeno, zda se tvoří podle stejného principu, tj. Zhroucení magmatické komory nebo velmi silnou explozí sopky. Jedna hypotéza naznačuje, že jsou vytvářeny díky exhumaci vulkanických parapetů , láv vytlačujících horní vrstvy nebo naopak jejich integraci do parapetu. Některé patery vykazují důkazy o mnohonásobných zhrouceních, podobně jako kaldera Olympus Mons na Marsu nebo kaldera Kīlauea na Zemi , což naznačuje, že by se příležitostně mohly podobat vulkanickým kalderám. Protože mechanismus vzniku těchto sopečných struktur je stále nejistý, obecný termín pro ně je převzat z latinské formy používané Mezinárodní astronomickou unií . Na rozdíl od podobných prvků na Zemi a Marsu se tyto deprese obvykle nenacházejí na štítových sopkách a jsou větší, s průměrným průměrem 41 kilometrů a hloubkou 1,5 kilometru. Největší sopečnou depresí je Patera Loki o průměru 202 kilometrů. Bez ohledu na mechanismus formování, morfologie a distribuce mnoha Patera naznačuje, že jsou strukturovány tak, že alespoň polovina jejich obvodů je ohraničena poruchami nebo horami.
Tento typ erupce se může projevit ve formě buď lávových proudů, které napadají půdu patery, nebo lávových jezer . S výjimkou pozorování provedených Galileem během jeho sedmi blízkých letů je zpravidla obtížné rozeznat rozdíl mezi lávovým jezerem a lávovými proudy z erupce na dně patery. Vzhledem k jejich podobnosti tepelné emise při nedostatečném rozlišení. Erupce lávy uvnitř patery, jako jsou erupce Patera Gish Bar v roce 2001, mohou být stejně velké jako erupce probíhající přes jónské pláně. Toky podobných charakteristik byly také pozorovány u řady pater , jako je Patera Camaxtli , což naznačuje, že lávové proudy se pravidelně znovu objevují.
Jónská lávová jezera zabírají prohlubně částečně naplněné roztavenou lávou pokrytou tenkou ztuhlou kůrou. Tato lávová jezera jsou přímo spojena s hlubší magmatickou komorou. Pozorování tepelných emisí z několika těchto lávových jezer odhalily silnou svítivost na okrajích jezer. Tato svítivost je interpretována jako přítomnost tekutiny a horké lávy na povrchu v důsledku prasknutí ztuhlé kůry. K této prasknutí dochází, když ztuhlá kůra zhoustne natolik, že bude hustší než tekutá láva. Ztvrdlá láva se ponoří do lávového jezera a přivede tekutou lávu do kontaktu s vnějším prostředím. Když se kalená láva roztaví pod horko, tekutá láva na povrchu zase ochladí a ztuhne. Jakmile láva opět ztvrdne a je dostatečně hustá, opakuje se tento jev během nové erupce. U některých lávových jezer, jako je Pelé, k tomu dochází nepřetržitě, což z této sopky dělá jeden z nejintenzivnějších světelných zdrojů a jeden z nejsilnějších zdrojů tepla v blízkém infračerveném spektru pozorovatelném na Io. Na jiných místech, jako je Patera Loki, k prasknutí lávové kůry dochází častěji; ztvrdlá kůra pak klesá do lávového jezera rychlostí jednoho kilometru denně. Během jedné z těchto vyrážek může Patera Loki vydávat až desetkrát více tepla, než když je její strup stabilní.
Tyto erupce v kontinuálním litím běh na dlouhou dobu a hromadí množství lávy na rozsáhlém území. Velikost těchto lávových proudů je typickým povrchovým prvkem Io . U tohoto typu erupce magma vystupuje na povrch, ať už je to z erupčních úst na dně paterae, z eruptivních úst obklopujících paterae, nebo dokonce z jednoduchých trhlin v rovinách. Ty způsobují otoky složené z lávových proudů podobných těm, které byly pozorovány v Kīlauea na Havaji . Snímky ze sondy Galileo odhalily, že většina hlavních toků, jako jsou proudy Prometheus a Amirani , je způsobena hromaděním malých erupcí překrývajících starší toky. Kontinuální erupce toku se liší od výbušných erupcí svou životností a množstvím energie uvolňované v průběhu času. Proudí obecně stabilním tempem a mohou trvat roky nebo dokonce desetiletí.
Aktivní toková pole přes 300 kilometrů dlouhá byla pozorována nad Io v Amirani a Masubi. Relativně neaktivní lávové pole s názvem Lei-Kung Fluctus pokrývá více než 125 000 km 2 , stejně jako ostrov Jáva . Tloušťku tokových polí Galileo neurčil, ale jednotlivé erupce na jejich povrchu budou pravděpodobně silné jeden metr. V mnoha případech proudy lávového spouštěcího povrchu proudí na desítkách míst po stovky kilometrů kolem erupčních úst. Mezi erupčními ústy a oblastmi, kde se láva objevuje, je však pozorováno několik tepelných emisí. To naznačuje, že lávové proudy cirkulují ze zdroje do jejich erupčních bodů lávovými trubicemi .
I když mají obecně konstantní tok, byly u těchto kontinuálních erupcí toku někdy pozorovány velké variace. Například přední hrana tokového pole Prometheus pokročila o 20 kilometrů mezi pozorováními provedenými misemi Voyager v roce 1979 a Galileo v roce 1996. Méně velkolepé než výbušné erupce, toková pole erupcí v Kontinuálních tokech mají průměrnou hodnotu proudí mnohem větší, než kolik pozorujeme za podobných podmínek na Zemi. Například mise Galileo zjistila, že oblast pokrytá lávovými poli kolem Prometheus a Amiraniun se zvětšuje rychlostí 35 m 2 s -1 na 60 m 2 s -1 . Tato rychlost expanze je mnohem vyšší než 0,6 m 2 s -1 Kīlauey na Zemi.
Tyto výbušné erupce jsou nejvýraznější. Tyto erupce, někdy nazývané výbuchy při pohledu ze Země , se vyznačují krátkým trváním (počítaným v týdnech nebo měsících), jejich rychlým nástupem, velkým množstvím materiálu, který vypuzují, a konečným uvolněním lávy při vysoké teplotě. Vedou k významnému, ale krátkodobému zvýšení celkového jasu Io v blízké infračervené oblasti. Nejmocnější sopečnou erupcí, kterou astronomové dosud pozorovali, ze Země, byla explozivní erupce ze Surt le22. února 2001.
Výbušné erupce vznikají, když hráz , hmota magmatu z hlubin částečně roztaveného pláště , dosáhne na povrch puklinou . Vznikají tak lávové fontány . Během nástupu explozivní erupce dominuje tepelné emisi silné infračervené záření o velikosti 1 až 3 μm . To je způsobeno velkým počátečním proudem lávy, čerstvě vypuzeným z fontány. Výbuch of Tvashtar vListopadu 1999 a únor 2007 soustředěný kolem 25 kilometrů dlouhé patery vyprodukoval kilometr vysokou lávovou oponu a malou pateru vnořenou do velkého vulkanického komplexu.
Velké množství roztavené lávy vystavené těmito lávovými fontánami poskytlo vědcům jejich nejlepší příležitost přesně stanovit přesnou teplotu iontových láv. Teploty těchto erupce jsou charakteristické ultramafic láv podobné na prekambrickými Komatiites (asi 1600 K / 1327 ° C ). Těchto teplot však bylo možné dosáhnout jinými magmatickými materiály mechanismy přehřátí magmatu během výstupu na povrch.
Tyto teploty 1600 K naznačují, že nejběžnější jsou ultramafické lávy, podobné složení jako prekambrické komatiity na Zemi. Další hypotéza však může vysvětlit neobvykle vysokou teplotu magmatu konvenčnějšího složení. Během jeho vzestupu mohla být láva stlačena slapovými silami a tento přetlak by pak vytvořil neobvykle vysokou teplotu erupce, která byla pozorována.
I když nejvýbušnější erupce mohou trvat jen několik dní nebo dokonce týden, „klasická“ explozivní erupce může pokračovat týdny nebo dokonce měsíce, a tak produkovat objemné lávové proudy. Hlavní erupce nastala v roce 1997 z pukliny severozápadně od Patera Pillan . Během dvou a půl až pěti a půl měsíce vyprodukovalo přes 31 km 3 čerstvé lávy. Nakonec tato láva zcela zakryla půdu Patery Pillana. Pozorování z mise Galileo naznačují, že průměrná míra produkce lávy Patera Pillan byla během erupce v roce 1997 mezi 1 000 a 3 000 metry krychlovými za sekundu. Tloušťka tohoto lávového proudu byla deset metrů. vlny extrahované z oteklých povrchů Prometheus a Amirani. Podobně byly lávové proudy pozorovány Galileem v Thorovi v roce 2001. Tyto lávové proudy bylo možné pozorovat na Zemi na Islandu během erupce Laki v roce 1783 .
Výbušné erupce mohou způsobit dramatické (ale často krátkodobé) změny v rozsahu okolí místa erupce. Mohou to být například velké pyroklastické usazeniny vytvářené v oblaku exolovaných plynů z lávových fontán. Erupce Pillan z roku 1997 vyprodukovala temnou vrstvu světelného křemičitanu a oxidu siřičitého v okruhu 400 kilometrů. Tvashtarské erupce v letech 2000 a 2007 vytvořily oblak, který vzrostl o více než 330 kilometrů a uložil červený kruh síry a oxidu siřičitého na 1200 kilometrů kolem. Navzdory úžasnému vzhledu těchto materiálů na povrchu, bez nepřetržitého doplňování, se jónský sol často vrací k původnímu vzhledu během několika měsíců (v případě Patera Grian), nebo dokonce několika let (v případě Patera Pillan), barva vyplývající z jiných povrchových činností, zejména oblaků.
Analýza dat zaslaných Galileo sondy odhalily strombolian charakter a jako erupce pozorované na Marduk Fluctus .
Objev sopečných vleček z Pele a Loki Patera v roce 1979 za předpokladu přesvědčivé důkazy o geologické aktivitě Io. Obecně se oblaky vytvářejí, když jsou síra a oxid siřičitý vyvrhovány sopkami k obloze rychlostí až jednoho kilometru za sekundu. Tyto chocholy vytvářely oblaka plynu a těkavého prachu ve tvaru deštníku. Mohou být přítomny některé další sloučeniny, včetně sodíku, draslíku a chloru. Ačkoli působivé, sopečné chocholy jsou ve skutečnosti relativně vzácné. Byly pozorovány pouze na několika desítkách ze 150 aktivních sopek, které byly pozorovány. Pokud by na povrchu Io chyběly impaktní krátery, spad ze sopečných oblaků by zakryl ty, které nebyly způsobeny lávovými proudy, které nepokrývaly celý povrch měsíce.
Nejběžnějším typem pozorovaného sopečného oblaku jsou takzvané oblaky typu Prometheus. Jsou tvořeny prachem vyfukovaným teplotním rozdílem, když se proudy žhavé lávy rozlijí na oxid siřičitý zamrzlý na povrchu. Tepelný kontrast odpařuje materiály a promítá je do nebes. Mezi příklady oblaků typu Prometheus patří ty z vulkánů Prometheus , Amirani , Zamama a Masubi . To obvykle nepřesáhne 100 kilometrů s erupcemi, které promítají hmotu při průměrné rychlosti 0,5 km / s . Obláčky typu Prometheus jsou bohaté na prach s hustým jádrem převyšujícím klenbu tvořící rázovou vlnu , která dává celku vzhled deštníku. Tvoří světelná kruhová ložiska s poloměrem 100 až 250 kilometrů, převážně složená ze zmrzlého oxidu siřičitého. Erupce těchto sopek probíhají nepřetržitě a rozprostírají se na rozsáhlých plochách a neustále obnovují materiál vyhozený do vzduchu. To vysvětluje dlouhověkost pozorovaného jevu. Čtyři ze šesti chocholů typu Prometheus pozorovaných sondou Voyager 1 v roce 1979 byly také pozorovány misemi Galileo a New Horizons v roce 2007. Prachové chocholy lze snadno pozorovat ve světle viditelného spektra . Různé chocholy typu Prometheus však mají horní halo, které je obtížné vidět, protože je bohatší na plyn, a proto je jemnější.
Největší oblaky Io typu Pele vznikají při úniku síry a oxidu siřičitého ve formě plynu. Tyto chemické sloučeniny pocházejí z erupce sopečného magmatu, erupčních průduchů nebo lávových jezer a nesou s sebou pyroklastický silikátový ejecta . Několik pozorovaných oblaků tohoto typu je důsledkem výbušných erupcí, které jsou v zásadě nepředvídatelné a pomíjivé. Nicméně, sopky Pele se odchyluje od tohoto posledního bodu. Jeho oblak, i když přerušovaný, je spojen s přítomností stálého lávového jezera. Částice vyvrhované při vysokých rychlostech dosahujících 1 km / s jsou ty, které jsou odvrhovány erupčními průduchy, kde převládají nejvyšší teploty a tlaky. Ejecta pak stoupá do výšek mezi 300 a 500 kilometry .
Tvoří červené usazeniny, složené z krátkých řetězců síry, a černé, složené z pyroklastického křemičitanu, obklopené velkým červeným prstencem o délce 1000 kilometrů, složeným také ze síry. Obecně jsou oblaky typu Pelé bledší než oblaky typu Prometheus kvůli nízkému obsahu prachu. Jsou proto označovány jako „tajné chocholy“. Někdy jsou dokonce viditelné pouze tehdy, když je Io ve stínu Jupiteru nebo dokonce jen v ultrafialovém spektru . Malý prach, který je vidět na obrazech viditelného spektra, vzniká, když síra a oxid siřičitý kondenzují, když plyn dosáhne vrcholu své balistické dráhy. Proto na těchto oblacích nepozorujeme centrální kmen, charakteristický pro tvary deštníků erupcí typu Prometheus. Tady prach nevystřikuje u zdroje erupce, tvoří se v horní části ejecty. Příklady oblaků typu Pelé byly pozorovány v Pélé , Tvashtar a Grian.