Las erupciones freatomagmáticas son erupciones volcánicas resultantes de la interacción entre magma y agua. Se diferencian de las erupciones exclusivamente magmáticas y de las erupciones freáticas . A diferencia de las erupciones freáticas, los productos de las erupciones freatomagmáticas contienen clastos juveniles (magmáticos) . [1] Es común que una gran erupción explosiva tenga componentes magmáticos y freatomagmáticos.
Existen varias teorías en competencia sobre el mecanismo exacto de formación de cenizas. La más común es la teoría de la contracción térmica explosiva de partículas sometidas a un enfriamiento rápido por el contacto con el agua. En muchos casos el agua proviene del mar, como en la erupción de Surtsey . En otros casos el agua puede estar presente en un lago o caldera -lago, como en Santorini , donde el componente freatomagmático de la erupción minoica fue resultado tanto de un lago como posteriormente del mar. También ha habido ejemplos de interacción entre magma y agua en un acuífero. Debido a estas circunstancias , muchos de los conos de ceniza de Tenerife se consideran freatomagmáticos. [ cita necesaria ]
La otra teoría en competencia se basa en reacciones entre combustible y refrigerante, que han sido modeladas para reactores nucleares. Según esta teoría, el combustible (en este caso, el magma) se fragmenta al entrar en contacto con un refrigerante (el mar, un lago o un acuífero). La propagación de ondas de tensión y la contracción térmica ensanchan las grietas y aumentan el área de la superficie de interacción, lo que lleva a velocidades de enfriamiento explosivamente rápidas. [1] Los dos mecanismos propuestos son muy similares y la realidad es muy probablemente una combinación de ambos. [ cita necesaria ]
La ceniza freatomagmática se forma mediante los mismos mecanismos en una amplia gama de composiciones, básicas y ácidas. Se forman clastos en bloques y ecuantes con bajo contenido de vesículas . [2] También se considera que los depósitos de erupciones explosivas freatomagmáticas están mejor clasificados y son de grano más fino que los depósitos de erupciones magmáticas. Esto es el resultado de la fragmentación mucho mayor de las erupciones freatomagmáticas.
La hialoclastita es un vidrio que se encuentra con basaltos tipo almohada y que se produjo mediante enfriamiento y fractura no explosivos de vidrio basáltico. Estas todavía se clasifican como erupciones freatomagmáticas, ya que producen clastos juveniles a partir de la interacción del agua y el magma. Pueden formarse a profundidades de >500 m, [1] donde la presión hidrostática es lo suficientemente alta como para inhibir la vesiculación en el magma basáltico.
La toba Hyalo es un tipo de roca formada por la fragmentación explosiva de vidrio durante erupciones freatomagmáticas en aguas poco profundas (o dentro de acuíferos ). Los Hyalotuffs tienen una naturaleza en capas que se considera el resultado de una oscilación amortiguada en la velocidad de descarga, con un período de varios minutos. [3] Los depósitos son de grano mucho más fino que los depósitos de erupciones magmáticas, debido a la fragmentación mucho mayor del tipo de erupción. Los depósitos parecen mejor clasificados que los depósitos magmáticos en el campo debido a su naturaleza fina, pero el análisis del tamaño de grano revela que los depósitos están mucho peor clasificados que sus homólogos magmáticos. Un clasto conocido como lapilli de acreción es distintivo de los depósitos freatomagmáticos y es un factor importante para la identificación en el campo. Los lapilli de acreción se forman como resultado de las propiedades cohesivas de la ceniza húmeda, lo que hace que las partículas se unan. Tienen una estructura circular cuando las muestras se observan en la mano y bajo el microscopio . [1]
Un control adicional sobre la morfología y características de un depósito es la relación agua/magma. Se considera que los productos de las erupciones freatomagmáticas son de grano fino y mal clasificados cuando la relación magma/agua es alta, pero cuando hay una relación magma/agua menor los depósitos pueden ser más gruesos y mejor clasificados. [4]
Hay dos tipos de formas de respiraderos resultantes de la interacción explosiva del magma y el agua subterránea o superficial; conos de toba y anillos de toba. [1] Ambos accidentes geográficos están asociados con volcanes monogenéticos y volcanes poligenéticos . En el caso de los volcanes poligenéticos, a menudo están intercalados con lavas, ignimbritas y depósitos de cenizas y lapilli . Se espera que haya anillos y conos de toba en la superficie de Marte . [5] [6]
Los anillos de toba tienen una plataforma de tefra de bajo perfil que rodea un cráter ancho (llamado cráter maar ) que generalmente es más bajo que la topografía circundante. La tefra suele estar inalterada y en capas finas, y generalmente se considera una ignimbrita o el producto de una corriente de densidad piroclástica . Se construyen alrededor de una chimenea volcánica situada en un lago , zona costera, marisma o zona de abundante agua subterránea .
Los conos de toba tienen una pendiente pronunciada y tienen forma de cono. Tienen cráteres anchos y están formados por tefra densamente estratificada y muy alterada. Se consideran una variante más alta del anillo de toba, formado por erupciones menos potentes. Los conos de toba suelen tener una altura pequeña. El cráter Koko mide 1,208 pies. [7]
Santorini forma parte del arco volcánico del sur del Egeo , a 140 km al norte de Creta . La erupción minoica de Santorini fue la última erupción y ocurrió en la primera mitad del siglo XVII a.C. La erupción fue de composición predominantemente de riodacita . [8] La erupción minoica tuvo cuatro fases. La fase 1 fue una lluvia de piedra pómez de color blanco a rosado con eje de dispersión con tendencia ESE. El depósito tiene un espesor máximo de 6 m y en su parte superior se intercalan capas de flujo de cenizas. La Fase 2 tiene lechos de cenizas y lapilli que están estratificados cruzadamente con megaondas y estructuras similares a dunas . Los espesores de los depósitos varían de 10 cm a 12 m. Las fases 3 y 4 son depósitos de corriente de densidad piroclástica. Las fases 1 y 3 fueron freatomagmáticas. [8]
El Monte Pinatubo se encuentra en la masa continental de Luzón Central, entre el Mar de China Meridional y el Mar de Filipinas . La erupción del Pinatubo de 1991 fue de andesita y dacita en la fase preclimática, pero sólo de dacita en la fase climática. La fase climática tuvo un volumen de 3,7 a 5,3 km 3 . [9] La erupción consistió en un aumento secuencial de emisiones de ceniza, crecimiento del domo, 4 erupciones verticales con crecimiento continuo del domo, 13 flujos piroclásticos y una erupción vertical climática con flujos piroclásticos asociados. [10] La fase preclimática fue freatomagmática.
La erupción de Hatepe en 232 ± 12 dC fue la última gran erupción en el lago Taupō en la zona volcánica Taupō de Nueva Zelanda . Hubo una actividad freatomagmática inicial menor seguida por la ventilación seca de 6 km 3 de riolita formando la piedra pómez pliniana de Hatepe. Luego, el respiradero fue infiltrado por grandes cantidades de agua provocando la erupción freatomagmática que depositó las cenizas de Hatepe de 2,5 km 3 . El agua finalmente detuvo la erupción, aunque aún salían grandes cantidades de agua del respiradero. La erupción se reanudó con actividad freatomagmática que depositó la ceniza de Rotongaio. [11]
El volcán Grímsvötn en Islandia es un volcán subglacial, ubicado debajo de la capa de hielo Vatnajökull . En una erupción subglacial típica, el calor del volcán que se encuentra debajo derrite el hielo glacial suprayacente, y la posterior introducción de agua de deshielo en el sistema volcánico da como resultado una explosión freatomagmática. [12] Grímsvötn alberga un sistema geotérmico activo y es propenso a erupciones freatomagmáticas. [12] El derretimiento de la capa de hielo Vatnajökull que lo recubre también forma lagos subglaciales que, cuando las condiciones son adecuadas, pueden estallar como catastróficas inundaciones glaciales conocidas como jökulhlaup . [13]
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