Las erupciones freatomagmáticas son erupciones volcánicas resultantes de la interacción entre el magma y el 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 que compiten entre sí sobre el mecanismo exacto de formación de cenizas. La más común es la teoría de la contracción térmica explosiva de las partículas bajo un enfriamiento rápido por contacto con el agua. En muchos casos, el agua es suministrada por el mar, como en la erupción de Surtsey . En otros casos, el agua puede estar presente en un lago o en una 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 el magma y el agua en un acuífero. Muchos de los conos de ceniza de Tenerife se consideran freatomagmáticos debido a estas circunstancias. [ cita requerida ]
La otra teoría que compite con esta teoría se basa en las reacciones combustible-refrigerante, que se han modelado 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). Las ondas de tensión que se propagan y la contracción térmica ensanchan las grietas y aumentan la superficie de interacción, lo que conduce a velocidades de enfriamiento explosivamente rápidas. [1] Los dos mecanismos propuestos son muy similares y lo más probable es que la realidad sea una combinación de ambos. [ cita requerida ]
Las cenizas freatomagmáticas se forman por los mismos mecanismos en una amplia gama de composiciones, básicas y ácidas. Se forman clastos en bloques y equidistantes con bajo contenido de vesículas . [2] También se considera que los depósitos de erupciones explosivas freatomagmáticas están mejor clasificados y tienen un grano más fino que los depósitos de erupciones magmáticas. Esto es resultado de la fragmentación mucho mayor de las erupciones freatomagmáticas.
La hialoclastita es un vidrio que se encuentra en basaltos almohadillados y que se produjo mediante enfriamiento y fracturación no explosivos de vidrio basáltico. Estas erupciones todavía se clasifican como freatomagmáticas, ya que producen clastos juveniles a partir de la interacción del agua y el magma. Se pueden formar a profundidades de agua de >500 m, [1] donde la presión hidrostática es lo suficientemente alta como para inhibir la vesiculación en el magma basáltico.
La toba hialo es un tipo de roca formada por la fragmentación explosiva del vidrio durante erupciones freatomagmáticas en profundidades de agua poco profundas (o dentro de acuíferos ). Las tobas hialo tienen una naturaleza estratificada que se considera resultado de una oscilación amortiguada en la tasa 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 contrapartes magmáticas. Un clasto conocido como lapilli acrecionario es distintivo de los depósitos freatomagmáticos y es un factor importante para la identificación en el campo. Los lapilli acrecionarios 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]
Otro factor que influye en la morfología y las características de un yacimiento es la relación agua/magma. Se considera que los productos de las erupciones freatomagmáticas son de grano fino y están mal clasificados cuando la relación magma/agua es alta, pero cuando la relación magma/agua es menor los yacimientos pueden ser más gruesos y estar mejor clasificados. [4]
Existen dos tipos de formas de relieve de los respiraderos que surgen de la interacción explosiva del magma y el agua subterránea o superficial: los conos de toba y los anillos de toba. [1] Ambos tipos de formas de relieve 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 ceniza y lapilli . Se espera que los anillos de toba y los conos de toba puedan estar presentes en la superficie de Marte . [5] [6]
Los anillos de toba tienen una plataforma de perfil bajo de tefra que rodea un cráter ancho (llamado cráter maar ) que generalmente es más bajo que la topografía circundante. La tefra a menudo no está alterada y tiene una capa delgada, y generalmente se considera que es una ignimbrita o el producto de una corriente de densidad piroclástica . Se forman alrededor de un respiradero volcánico ubicado en un lago , zona costera, pantano o un área de abundante agua subterránea .
Los conos de toba tienen una pendiente pronunciada y forma de cono. Tienen cráteres anchos y están formados por tefra muy alterada y con una capa densa. Se los considera una variante más alta de un anillo de toba, formado por erupciones menos potentes. Los conos de toba suelen tener una altura pequeña. El cráter Koko tiene 365 metros. [7]
Santorini es 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 riodacita . [8] La erupción minoica tuvo cuatro fases. La fase 1 fue una lluvia de piedra pómez de color blanco a rosa con un eje de dispersión con tendencia ESE. El depósito tiene un espesor máximo de 6 m y las capas de flujo de ceniza están intercaladas en la parte superior. La fase 2 tiene capas de ceniza y lapilli que están estratificadas de forma cruzada con megaondulaciones 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 corrientes de densidad piroclásticas. 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 de 1991 del Pinatubo fue andesita y dacita en la fase preclimática, pero solo dacita en la fase climática. La fase climática tuvo un volumen de 3,7 a 5,3 km 3 . [9] La erupción consistió en emisiones de cenizas en aumento secuencial, 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 d. C. fue la última erupción importante en el lago Taupō en la zona volcánica de 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, la ventilación fue infiltrada por grandes cantidades de agua que causaron la erupción freatomagmática que depositó la ceniza de Hatepe de 2,5 km 3 . El agua finalmente detuvo la erupción, aunque todavía salieron grandes cantidades de agua de la ventilación. 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 hielo glacial suprayacente se derrite por el calor del volcán de abajo, y la posterior introducción de agua de deshielo al 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 suprayacente también forma lagos subglaciales que, cuando las condiciones son adecuadas, pueden estallar como catastróficas inundaciones por desbordamiento glacial conocidas como jökulhlaup . [13]
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