Erupciones volcánicas

Los vulcanólogos han distinguido varios tipos de erupciones volcánicas, durante las cuales se expulsan lava, tefra (ceniza, lapilli, bombas volcánicas y bloques volcánicos) y una variedad de gases de un respiradero o fisura volcánica. A menudo reciben el nombre de volcanes famosos donde se ha observado ese tipo de comportamiento. Algunos volcanes pueden exhibir solo un tipo característico de erupción durante un período de actividad, mientras que otros pueden exhibir una secuencia completa de tipos, todos en una serie eruptiva.

Hay tres tipos diferentes de erupciones:

• Las erupciones magmáticas son el tipo de erupción mejor observado. Implican la descompresión del gas dentro del magma que lo impulsa hacia adelante.
• Las erupciones freáticas son impulsadas por el sobrecalentamiento del vapor a través del contacto con el magma. Este tipo a menudo no presenta liberación magmática, sino que provoca la granulación de la roca existente.
• Las erupciones freatomagmáticas son impulsadas por la compresión de gas dentro del magma, el opuesto directo del proceso que impulsa la actividad magmática.

Dentro de estos tipos eruptivos de amplia definición hay varios subtipos. Los más débiles son el hawaiano y el submarino, luego el estromboliano, seguido por el vulcaniano y el surtseyan. Los tipos eruptivos más fuertes son las erupciones de Pelean, seguidas de las erupciones de Plinian; las erupciones más fuertes se llaman Ultra-Plinian. Las erupciones subglaciales y freáticas se definen por su mecanismo eruptivo y varían en fuerza. Una medida importante de la fuerza eruptiva es el Índice de Explosividad Volcánica (VEI), una escala de orden de magnitud, que va de 0 a 8, que a menudo se correlaciona con los tipos eruptivos.

Mecanismos de erupción

Las erupciones volcánicas surgen a través de tres mecanismos principales:

• Liberación de gas bajo descompresión, provocando erupciones magmáticas
• Expulsión de partículas arrastradas durante las erupciones de vapor, lo que provoca erupciones freáticas
• Contracción térmica por enfriamiento al contacto con el agua, provocando erupciones freatomagmáticas

Hay dos tipos de erupciones en términos de actividad, erupciones explosivas y erupciones efusivas. Las erupciones explosivas se caracterizan por explosiones impulsadas por gas que impulsan magma y tefra. Las erupciones efusivas, por su parte, se caracterizan por la efusión de lava sin una erupción explosiva significativa.

Las erupciones volcánicas varían ampliamente en fuerza. En un extremo están las erupciones efusivas hawaianas, que se caracterizan por fuentes de lava y flujos de lava fluida, que normalmente no son muy peligrosos. En el otro extremo, las erupciones plinianas son eventos explosivos grandes, violentos y altamente peligrosos. Los volcanes no están ligados a un estilo eruptivo y con frecuencia muestran muchos tipos diferentes, tanto pasivos como explosivos, incluso en el lapso de un solo ciclo eruptivo. Los volcanes no siempre entran en erupción verticalmente desde un solo cráter cerca de su pico. Algunos volcanes exhiben erupciones laterales y de fisura. En particular, muchas erupciones hawaianas comienzan en zonas de ruptura, y algunas de las erupciones de Surtseyan más fuertes se desarrollan a lo largo de zonas de ruptura.Los científicos creían que los pulsos de magma se mezclaban en la cámara de magma antes de ascender, un proceso que se estima que lleva varios miles de años. Sin embargo, los vulcanólogos de la Universidad de Columbia descubrieron que la erupción del volcán Irazú de Costa Rica en 1963 probablemente fue provocada por el magma que siguió una ruta ininterrumpida desde el manto durante unos pocos meses.

Índice de Explosividad Volcánica

El Índice de Explosividad Volcánica (comúnmente abreviado como VEI) es una escala, de 0 a 8, para medir la fuerza de las erupciones. Es utilizado por el Programa de Vulcanismo Global de la Institución Smithsonian para evaluar el impacto de los flujos de lava históricos y prehistóricos. Opera de manera similar a la escala de Richter para terremotos, en que cada intervalo de valor representa un aumento de diez veces en magnitud (es logarítmico). La gran mayoría de las erupciones volcánicas son de VEI entre 0 y 2.

Erupciones volcánicas por índice VEI

Erupciones magmáticas

Las erupciones magmáticas producen clastos juveniles durante la descompresión explosiva de la liberación de gas. Varían en intensidad desde las fuentes de lava relativamente pequeñas en Hawái hasta las catastróficas columnas de erupción ultraplinianas de más de 30 km (19 millas) de altura, más grandes que la erupción del Monte Vesubio en 79 que enterró a Pompeya.

Hawaiano

Las erupciones hawaianas son un tipo de erupción volcánica que lleva el nombre de los volcanes hawaianos con los que este tipo eruptivo es seña de identidad. Las erupciones hawaianas son los tipos más tranquilos de eventos volcánicos, caracterizados por la erupción efusiva de lavas de tipo basáltico muy fluidas y con bajo contenido gaseoso. El volumen de material expulsado de las erupciones hawaianas es menos de la mitad del que se encuentra en otros tipos eruptivos. La producción constante de pequeñas cantidades de lava construye la forma grande y ancha de un volcán en escudo. Las erupciones no están centralizadas en la cima principal como ocurre con otros tipos de volcanes y, a menudo, ocurren en los respiraderos alrededor de la cima y en los respiraderos de fisura que irradian desde el centro.

Las erupciones hawaianas a menudo comienzan como una línea de erupciones de ventilación a lo largo de una fisura de ventilación, la llamada "cortina de fuego". Estos mueren a medida que la lava comienza a concentrarse en algunos de los respiraderos. Mientras tanto, las erupciones de ventilación central a menudo toman la forma de grandes fuentes de lava (tanto continuas como esporádicas), que pueden alcanzar alturas de cientos de metros o más. Las partículas de las fuentes de lava generalmente se enfrían en el aire antes de tocar el suelo, lo que resulta en la acumulación de fragmentos de escoria de ceniza; sin embargo, cuando el aire es especialmente denso con clastos, no pueden enfriarse lo suficientemente rápido debido al calor ambiental y golpean el suelo aún caliente, cuya acumulación forma conos de salpicaduras. Si las tasas eruptivas son lo suficientemente altas, pueden incluso formar flujos de lava alimentados por salpicaduras. Las erupciones hawaianas suelen ser extremadamente duraderas; Puʻu ʻŌʻō, un cono volcánico en Kilauea, entró en erupción continuamente durante más de 35 años. Otra característica volcánica de Hawái es la formación de lagos de lava activos, piscinas de lava cruda que se automantienen con una fina corteza de roca semienfriada.

Los flujos de las erupciones hawaianas son basálticos y se pueden dividir en dos tipos por sus características estructurales. La lava Pahoehoe es un flujo de lava relativamente suave que puede ser ondulante o fibroso. Pueden moverse como una hoja, por el avance de los "dedos de los pies", o como una columna de lava serpenteante.Los flujos de lava A'a son más densos y viscosos que los pahoehoe y tienden a moverse más lentamente. Los flujos pueden medir de 2 a 20 m (7 a 66 pies) de espesor. Los flujos de A'a son tan espesos que las capas exteriores se enfrían en una masa similar a escombros, aislando el interior aún caliente y evitando que se enfríe. La lava A'a se mueve de una manera peculiar: el frente del flujo se inclina debido a la presión desde atrás hasta que se rompe, después de lo cual la masa general detrás de él avanza. La lava pahoehoe a veces puede convertirse en lava A'a debido al aumento de la viscosidad o al aumento de la velocidad de corte, pero la lava A'a nunca se convierte en flujo pahoehoe.

Las erupciones hawaianas son responsables de varios objetos vulcanológicos únicos. Pequeñas partículas volcánicas son transportadas y formadas por el viento, enfriándose rápidamente en fragmentos vítreos en forma de lágrima conocidos como lágrimas de Pele (después de Pele, la deidad del volcán hawaiano). Durante vientos especialmente fuertes, estos mechones pueden incluso tomar la forma de largos mechones, conocidos como cabello de Pele. A veces, el basalto se airea en reticulita, el tipo de roca de menor densidad en la tierra.

Aunque las erupciones hawaianas llevan el nombre de los volcanes de Hawái, no se limitan necesariamente a ellos; La fuente de lava más grande jamás registrada se formó en la isla de Izu Ōshima (en el monte Mihara) en 1986, un chorro de 1600 m (5249 pies) que era más del doble de alto que la montaña misma (que se encuentra en 764 m (2507 pies) ).

Los volcanes que se sabe que tienen actividad hawaiana incluyen:

• Puʻu ʻŌʻō, un cono de ceniza parásito ubicado en Kilauea en la isla de Hawái que entró en erupción continuamente desde 1983 hasta 2018. Las erupciones comenzaron con una "cortina de fuego" basada en una fisura de 6 km (4 millas) de largo el 3 de enero de 1983. Estos dio paso a erupciones centralizadas en el sitio de la grieta este de Kilauea, que finalmente formaron el cono.
• Para obtener una lista de todos los volcanes de Hawái, consulte la Lista de volcanes en la cadena de montañas submarinas Hawái - Emperador.
• Monte Etna, Italia.
• Monte Mihara en 1986 (ver párrafo anterior)

Estromboliano

Las erupciones estrombolianas son un tipo de erupción volcánica que lleva el nombre del volcán Stromboli, que ha estado en erupción casi continuamente durante siglos. Las erupciones estrombolianas son impulsadas por el estallido de burbujas de gas dentro del magma. Estas burbujas de gas dentro del magma se acumulan y se fusionan en grandes burbujas, llamadas babosas de gas. Estos crecen lo suficientemente grandes como para subir a través de la columna de lava. Al llegar a la superficie, la diferencia en la presión del aire hace que la burbuja estalle con un fuerte estallido, arrojando magma al aire de forma similar a una pompa de jabón. Debido a las altas presiones de gas asociadas con las lavas, la actividad continua generalmente se presenta en forma de erupciones explosivas episódicas acompañadas de fuertes explosiones distintivas. Durante las erupciones, estas explosiones ocurren cada pocos minutos.

El término "estromboliano" se ha utilizado indiscriminadamente para describir una amplia variedad de erupciones volcánicas, que van desde pequeñas explosiones volcánicas hasta grandes columnas eruptivas. En realidad, las verdaderas erupciones estrombolianas se caracterizan por erupciones explosivas y de corta duración de lavas con viscosidad intermedia, a menudo expulsadas al aire. Las columnas pueden medir cientos de metros de altura. Las lavas formadas por erupciones estrombolianas son una forma de lava basáltica relativamente viscosa, y su producto final es principalmente escoria. La pasividad relativa de las erupciones estrombolianas y su naturaleza no dañina para su fuente de ventilación permite que las erupciones estrombolianas continúen sin cesar durante miles de años, y también lo convierte en uno de los tipos eruptivos menos peligrosos.

Las erupciones estrombolianas expulsan bombas volcánicas y fragmentos de lapilli que viajan en trayectorias parabólicas antes de aterrizar alrededor de su fuente de ventilación. La constante acumulación de pequeños fragmentos construye conos de ceniza compuestos completamente de piroclastos basálticos. Esta forma de acumulación tiende a dar como resultado anillos de tefra bien ordenados.

Las erupciones estrombolianas son similares a las erupciones hawaianas, pero tienen diferencias. Las erupciones estrombolianas son más ruidosas, no producen columnas eruptivas sostenidas, no producen algunos productos volcánicos asociados con el vulcanismo hawaiano (específicamente las lágrimas de Pele y el cabello de Pele) y producen menos flujos de lava fundida (aunque el material eruptivo tiende a formar pequeños riachuelos).

Los volcanes que se sabe que tienen actividad estromboliana incluyen:

• Parícutin, México, que hizo erupción a partir de una fisura en un campo de maíz en 1943. Dos años después de su vida, la actividad piroclástica comenzó a disminuir, y la efusión de lava de su base se convirtió en su principal modo de actividad. Las erupciones cesaron en 1952 y la altura final fue de 424 m (1391 pies). Esta fue la primera vez que los científicos pueden observar el ciclo de vida completo de un volcán.
• Monte Etna, Italia, que ha mostrado actividad estromboliana en erupciones recientes, por ejemplo, en 1981, 1999, 2002-2003 y 2009.
• El Monte Erebus en la Antártida, el volcán activo más austral del mundo, se ha observado en erupción desde 1972. La actividad eruptiva en Erebus consiste en una actividad estromboliana frecuente.
• Stromboli mismo. El homónimo de la actividad explosiva leve que posee ha estado activo a lo largo del tiempo histórico; Se han registrado erupciones estrombolianas esencialmente continuas, ocasionalmente acompañadas de flujos de lava, en Stromboli durante más de un milenio.

Vulcaniano

Las erupciones vulcanianas son un tipo de erupción volcánica que lleva el nombre del volcán Vulcano. Fue nombrado así siguiendo las observaciones de Giuseppe Mercalli de sus erupciones de 1888-1890.En las erupciones vulcanianas, el magma viscoso intermedio dentro del volcán dificulta el escape de los gases vesiculados. Similar a las erupciones estrombolianas, esto conduce a la acumulación de alta presión de gas, lo que eventualmente hace estallar la tapa que retiene el magma y da como resultado una erupción explosiva. Sin embargo, a diferencia de las erupciones estrombolianas, los fragmentos de lava expulsados ​​no son aerodinámicos; esto se debe a la mayor viscosidad del magma vulcaniano ya la mayor incorporación de material cristalino desprendido del casquete anterior. También son más explosivos que sus contrapartes estrombolianas, con columnas eruptivas que a menudo alcanzan entre 5 y 10 km (3 y 6 millas) de altura. Por último, los depósitos vulcanianos son andesíticos a dacíticos en lugar de basálticos.

La actividad vulcaniana inicial se caracteriza por una serie de explosiones de corta duración, que duran de unos minutos a unas pocas horas y se caracterizan por la eyección de bombas y bloques volcánicos. Estas erupciones desgastan el domo de lava que sujeta el magma y se desintegra, dando lugar a erupciones mucho más silenciosas y continuas. Por lo tanto, una señal temprana de la futura actividad vulcaniana es el crecimiento del domo de lava, y su colapso genera un derrame de material piroclástico por la ladera del volcán.

Los depósitos cerca del respiradero de la fuente consisten en grandes bloques volcánicos y bombas, siendo especialmente comunes las llamadas "bombas de corteza de pan". Estos fragmentos volcánicos profundamente agrietados se forman cuando el exterior de la lava expulsada se enfría rápidamente en una capa vítrea o de grano fino, pero el interior continúa enfriándose y formando vesículas. El centro del fragmento se expande, agrietando el exterior. Sin embargo, la mayor parte de los depósitos vulcanianos son cenizas de grano fino. La ceniza está solo moderadamente dispersa y su abundancia indica un alto grado de fragmentación, resultado del alto contenido de gas dentro del magma. En algunos casos, se ha descubierto que estos son el resultado de la interacción con agua meteórica, lo que sugiere que las erupciones vulcanianas son parcialmente hidrovolcánicas.

Los volcanes que han exhibido actividad vulcaniana incluyen:

• Sakurajima, Japón, ha sido el sitio de actividad vulcaniana casi continuamente desde 1955.
• Tavurvur, Papúa Nueva Guinea, uno de varios volcanes en la Caldera de Rabaul.
• El volcán Irazú en Costa Rica exhibió actividad vulcaniana en su erupción de 1965.

Se estima que las erupciones vulcanianas constituyen al menos la mitad de todas las erupciones conocidas del Holoceno.

Pelean

Las erupciones de Peléan (o nuée ardente) son un tipo de erupción volcánica que lleva el nombre del volcán Monte Pelée en Martinica, el sitio de una erupción de Peléan en 1902 que es uno de los peores desastres naturales de la historia. En las erupciones de Peléan, una gran cantidad de fragmentos de gas, polvo, ceniza y lava son expulsados ​​del cráter central del volcán, impulsados ​​por el colapso de los derrumbes de domos de lava de riolita, dacita y andesita que a menudo crean grandes columnas eruptivas. Una señal temprana de una próxima erupción es el crecimiento de la llamada columna de lava o Peléan, un bulto en la cima del volcán que se adelanta a su colapso total. El material colapsa sobre sí mismo, formando un flujo piroclástico de movimiento rápido (conocido como flujo de bloques y cenizas)que se mueve por la ladera de la montaña a velocidades tremendas, a menudo más de 150 km (93 millas) por hora. Estos deslizamientos de tierra hacen de las erupciones de Peléan una de las más peligrosas del mundo, capaz de arrasar áreas pobladas y causar graves pérdidas de vidas. La erupción del Monte Pelée en 1902 causó una tremenda destrucción, mató a más de 30.000 personas y destruyó por completo St. Pierre, el peor evento volcánico del siglo XX.

Las erupciones de Peléan se caracterizan más prominentemente por los flujos piroclásticos incandescentes que impulsan. La mecánica de una erupción de Peléan es muy similar a la de una erupción de Vulcanian, excepto que en las erupciones de Peléan la estructura del volcán es capaz de soportar más presión, por lo tanto, la erupción ocurre como una gran explosión en lugar de varias más pequeñas.

Los volcanes que se sabe que tienen actividad Peléan incluyen:

• Monte Pelée, Martinica. La erupción de 1902 del Monte Pelée devastó por completo la isla, destruyendo St. Pierre y dejando solo 3 supervivientes. La erupción fue precedida directamente por el crecimiento de un domo de lava.
• Volcán Mayon, el volcán más activo de Filipinas. Ha sido el sitio de muchos tipos diferentes de erupciones, incluido Peléan. Aproximadamente 40 barrancos irradian desde la cumbre y proporcionan vías para frecuentes flujos piroclásticos y flujos de lodo hacia las tierras bajas de abajo. La erupción más violenta de Mayon ocurrió en 1814 y fue responsable de más de 1200 muertes.
• La erupción de 1951 del Monte Lamington. Antes de esta erupción, el pico ni siquiera había sido reconocido como volcán. Murieron más de 3.000 personas y se ha convertido en un punto de referencia para estudiar las grandes erupciones de Peléan.

• Flujos piroclásticos en el volcán Mayon, Filipinas, 1984
• La columna de lava que se desarrolló después de la erupción del monte Pelée en 1902
• Monte Lamington tras la devastadora erupción de 1951

Pliniano

Las erupciones plinianas (o erupciones vesubianas) son un tipo de erupción volcánica denominada así por la histórica erupción del monte Vesubio en el año 79 d.C. que sepultó las ciudades romanas de Pompeya y Herculano y, en concreto, por su cronista Plinio el Joven.El proceso que impulsa las erupciones plinianas comienza en la cámara de magma, donde los gases volátiles disueltos se almacenan en el magma. Los gases forman vesículas y se acumulan a medida que ascienden por el conducto del magma. Estas burbujas se aglutinan y una vez que alcanzan cierto tamaño (alrededor del 75% del volumen total del conducto de magma) explotan. Los estrechos confines del conducto empujan los gases y el magma asociado hacia arriba, formando una columna eruptiva. La velocidad de la erupción está controlada por el contenido de gas de la columna, y las rocas superficiales de baja resistencia comúnmente se agrietan bajo la presión de la erupción, formando una estructura saliente ensanchada que empuja los gases aún más rápido.

Estas columnas eruptivas masivas son la característica distintiva de una erupción pliniana y alcanzan de 2 a 45 km (1 a 28 millas) en la atmósfera. La parte más densa de la pluma, directamente sobre el volcán, es impulsada internamente por la expansión del gas. A medida que asciende en el aire, la pluma se expande y se vuelve menos densa, la convección y la expansión térmica de la ceniza volcánica la impulsan aún más hacia la estratosfera. En la parte superior de la columna, los fuertes vientos predominantes empujan la columna en una dirección que se aleja del volcán.

Estas erupciones altamente explosivas generalmente se asocian con lavas dacíticas a riolíticas ricas en volátiles, y ocurren más típicamente en estratovolcanes. Las erupciones pueden durar desde horas hasta días, y las erupciones más largas se asocian con más volcanes félsicos. Aunque generalmente se asocian con magma félsico, las erupciones plinianas pueden ocurrir en volcanes basálticos, si la cámara de magma se diferencia con porciones superiores ricas en dióxido de silicio, o si el magma asciende rápidamente.

Las erupciones plinianas son similares tanto a las erupciones vulcanianas como a las estrombolianas, excepto que en lugar de crear eventos explosivos discretos, las erupciones plinianas forman columnas eruptivas sostenidas. También son similares a las fuentes de lava hawaianas en que ambos tipos eruptivos producen columnas de erupción sostenidas mantenidas por el crecimiento de burbujas que se mueven hacia arriba aproximadamente a la misma velocidad que el magma que las rodea.

Las regiones afectadas por las erupciones plinianas están sujetas a fuertes caídas de piedra pómez que afectan un área de 0,5 a 50 km (0 a 12 millas cúbicas) de tamaño. El material en el penacho de ceniza finalmente encuentra su camino de regreso al suelo, cubriendo el paisaje con una gruesa capa de muchos kilómetros cúbicos de ceniza.

Sin embargo, la característica eruptiva más peligrosa son los flujos piroclásticos generados por el colapso del material, que se mueven por la ladera de la montaña a velocidades extremas de hasta 700 km (435 millas) por hora y con la capacidad de extender el alcance de la erupción cientos de kilómetros. La eyección de material caliente desde la cima del volcán derrite los bancos de nieve y los depósitos de hielo en el volcán, que se mezclan con tefra para formar lahares, rápidos flujos de lodo con la consistencia del concreto húmedo que se mueven a la velocidad de un río rápido.

Los principales eventos eruptivos plinianos incluyen:

• La erupción del Monte Vesubio en el año 79 dC enterró las ciudades romanas de Pompeya y Herculano bajo una capa de ceniza y tefra. Es el modelo de erupción pliniana. El Monte Vesubio ha entrado en erupción varias veces desde entonces. Su última erupción fue en 1944 y causó problemas a los ejércitos aliados en su avance por Italia. Fue el informe contemporáneo de Plinio el Joven lo que llevó a los científicos a referirse a las erupciones del Vesubio como "plinianas".
• La erupción de 1980 del Monte St. Helens en Washington, que destrozó la cima del volcán, fue una erupción pliniana de índice de explosividad volcánica (VEI) 5.
• Los tipos de erupciones más fuertes, con un VEI de 8, son las llamadas erupciones "Ultra-Plinianas", como la del lago Toba hace 74 mil años, que expulsó 2800 veces el material que erupcionó el Monte St. Helens en 1980..
• Hekla en Islandia, siendo un ejemplo de vulcanismo basáltico pliniano su erupción de 1947-1948. Los últimos 800 años han sido un patrón de violentas erupciones iniciales de piedra pómez seguidas de una extrusión prolongada de lava basáltica desde la parte inferior del volcán.
• Pinatubo en Filipinas el 15 de junio de 1991, que produjo 5 km (1 milla cúbica) de magma dacítico, una columna de erupción de 40 km (25 millas) de altura y liberó 17 megatones de dióxido de azufre.

Erupciones freatomagmáticas

Las erupciones freatomagmáticas son erupciones que surgen de las interacciones entre el agua y el magma. Son impulsadas por la contracción térmica del magma cuando entra en contacto con el agua (a diferencia de las erupciones magmáticas, que son impulsadas por la expansión térmica). Esta diferencia de temperatura entre los dos provoca violentas interacciones agua-lava que conforman la erupción. Se cree que los productos de las erupciones freatomagmáticas tienen una forma más regular y un grano más fino que los productos de las erupciones magmáticas debido a las diferencias en los mecanismos eruptivos.

Existe un debate sobre la naturaleza exacta de las erupciones freatomagmáticas, y algunos científicos creen que las reacciones del combustible y el refrigerante pueden ser más críticas para la naturaleza explosiva que la contracción térmica. Las reacciones del refrigerante del combustible pueden fragmentar el material volcánico al propagar ondas de tensión, ensanchar las grietas y aumentar el área superficial que, en última instancia, conduce a un enfriamiento rápido y erupciones explosivas impulsadas por la contracción.

Surtseyan

Una erupción de Surtseyan (o hidrovolcánica) es un tipo de erupción volcánica caracterizada por interacciones en aguas poco profundas entre el agua y la lava, llamada así por su ejemplo más famoso, la erupción y formación de la isla de Surtsey frente a la costa de Islandia en 1963. Erupciones de Surtseyan son el equivalente "húmedo" de las erupciones estrombolianas terrestres, pero debido a que tienen lugar en el agua, son mucho más explosivas. A medida que la lava calienta el agua, se convierte en vapor y se expande violentamente, fragmentando el magma con el que entra en contacto en cenizas de grano fino. Las erupciones de Surtseyan son típicas de las islas oceánicas volcánicas de aguas poco profundas, pero no se limitan a los montes submarinos. También pueden ocurrir en tierra, donde el magma ascendente que entra en contacto con un acuífero (formación rocosa que contiene agua) en niveles poco profundos debajo del volcán puede causarlos.Los productos de las erupciones de Surtseyan son generalmente basaltos de palagonita oxidados (aunque ocurren erupciones andesíticas, aunque rara vez), y al igual que las erupciones estrombolianas, las erupciones de Surtseyan son generalmente continuas o rítmicas.

Una característica definitoria de una erupción de Surtseyan es la formación de una oleada piroclástica (o oleada de base ), una nube radial que abraza el suelo y se desarrolla junto con la columna de erupción. Las oleadas de base son causadas por el colapso gravitacional de una columna eruptiva de vapor, que es más densa en general que una columna volcánica normal. La parte más densa de la nube está más cerca de la ventilación, lo que da como resultado una forma de cuña. Asociados con estos anillos que se mueven lateralmente hay deposiciones de roca en forma de dunas dejadas por el movimiento lateral. Estos son ocasionalmente interrumpidos por hundimientos de bombas, rocas que fueron arrojadas por la erupción explosiva y siguieron un camino balístico hacia el suelo. Las acumulaciones de cenizas esféricas y húmedas conocidas como lapilli de acreción son otro indicador de sobretensión común.

Con el tiempo, las erupciones de Surtseyan tienden a formar maars, amplios cráteres volcánicos de bajo relieve excavados en el suelo y anillos de toba, estructuras circulares construidas con lava que se extingue rápidamente. Estas estructuras están asociadas con erupciones de ventilación única. Sin embargo, si surgen erupciones a lo largo de las zonas de fractura, se pueden excavar zonas de ruptura. Tales erupciones tienden a ser más violentas que las que forman anillos de toba o maars, siendo un ejemplo la erupción del monte Tarawera en 1886. Los conos litorales son otra característica hidrovolcánica, generada por la deposición explosiva de tefra basáltica (aunque no son verdaderas fumarolas volcánicas). Se forman cuando la lava se acumula dentro de las grietas de la lava, se sobrecalienta y explota en una explosión de vapor, rompiendo la roca y depositándola en el flanco del volcán. Las explosiones consecutivas de este tipo eventualmente generan el cono.

Los volcanes que se sabe que tienen actividad Surtseyan incluyen:

• Surtsey, Islandia. El volcán se formó desde las profundidades y emergió sobre el Océano Atlántico frente a la costa de Islandia en 1963. La hidrovolcánica inicial fue altamente explosiva, pero a medida que el volcán creció, la lava ascendente interactuó menos con el agua y más con el aire, hasta que finalmente la actividad de Surtseyan disminuyó y se volvió más estromboliano.
• Ukinrek Maars en Alaska, 1977, y Capelinhos en las Azores, 1957, ambos ejemplos de actividad Surtseyan sobre el agua.
• El Monte Tarawera en Nueva Zelanda entró en erupción a lo largo de una zona de grietas en 1886, matando a 150 personas.
• Ferdinandea, un monte submarino en el mar Mediterráneo, rompió el nivel del mar en julio de 1831 y provocó una disputa de soberanía entre Italia, Francia y Gran Bretaña. El volcán no construyó conos de toba lo suficientemente fuertes para resistir la erosión y pronto desapareció bajo las olas.
• El volcán submarino Hunga Tonga en Tonga superó el nivel del mar en 2009. Sus dos respiraderos exhibieron actividad Surtseyan durante gran parte del tiempo. También fue el sitio de una erupción anterior en mayo de 1988.

• Surtsey, en erupción 13 días después de romper el agua. Un anillo de toba rodea el respiradero.
• La fisura formada por la erupción del monte Tarawera en 1886, un ejemplo de erupción de zona de fractura

Submarino

Las erupciones submarinas son un tipo de erupción volcánica que ocurre bajo el agua. Se estima que el 75% del volumen eruptivo volcánico total es generado por erupciones submarinas solo cerca de las dorsales oceánicas, sin embargo, debido a los problemas asociados con la detección de volcanes de aguas profundas, permanecieron prácticamente desconocidos hasta que los avances en la década de 1990 hicieron posible observarlos.

Las erupciones submarinas pueden producir montañas submarinas que pueden romper la superficie para formar islas volcánicas y cadenas de islas.

El vulcanismo submarino es impulsado por varios procesos. Los volcanes cerca de los límites de las placas y las dorsales oceánicas se forman por el derretimiento por descompresión de la roca del manto que se eleva en una porción de afloramiento de una celda de convección hacia la superficie de la corteza. Mientras tanto, las erupciones asociadas con las zonas de subducción son impulsadas por placas de subducción que agregan volátiles a la placa ascendente, lo que reduce su punto de fusión. Cada proceso genera una roca diferente; Los volcanes de la dorsal oceánica son principalmente basálticos, mientras que los flujos de subducción son en su mayoría calcoalcalinos y más explosivos y viscosos.

Las tasas de propagación a lo largo de las dorsales oceánicas varían ampliamente, desde 2 cm (0,8 pulgadas) por año en la Dorsal del Atlántico Medio hasta 16 cm (6 pulgadas) a lo largo de la Dorsal del Pacífico Oriental. Las tasas de propagación más altas son una causa probable de niveles más altos de vulcanismo. La tecnología para estudiar las erupciones de los montes submarinos no existía hasta que los avances en la tecnología de los hidrófonos hicieron posible "escuchar" las ondas acústicas, conocidas como ondas T, liberadas por los terremotos submarinos asociados con las erupciones volcánicas submarinas. La razón de esto es que los sismómetros terrestres no pueden detectar terremotos marinos por debajo de una magnitud de 4, pero las ondas acústicas viajan bien en el agua y durante largos períodos de tiempo. Un sistema en el Pacífico Norte, mantenido por la Marina de los Estados Unidos y originalmente destinado a la detección de submarinos, ha detectado un evento en promedio cada 2 a 3 años.

El flujo submarino más común es la lava almohada, un flujo de lava circular llamado así por su forma inusual. Menos comunes son los flujos laminares marginales vítreos, indicativos de flujos a mayor escala. Las rocas sedimentarias volcániclásticas son comunes en ambientes de aguas poco profundas. A medida que el movimiento de las placas comienza a alejar a los volcanes de su fuente eruptiva, las tasas de erupción comienzan a disminuir y la erosión del agua tritura el volcán. Las etapas finales de la erupción cubren el monte submarino con flujos alcalinos. Hay alrededor de 100.000 volcanes de aguas profundas en el mundo, aunque la mayoría están más allá de la etapa activa de su vida. Algunos montes submarinos ejemplares son el monte submarino Loihi, el monte submarino Bowie, el monte submarino Davidson y el monte submarino Axial.

Subglacial

Las erupciones subglaciales son un tipo de erupción volcánica caracterizada por interacciones entre lava y hielo, a menudo debajo de un glaciar. La naturaleza del glaciovolcanismo dicta que ocurre en áreas de alta latitud y gran altitud. Se ha sugerido que los volcanes subglaciales que no están en erupción activa a menudo descargan calor en el hielo que los cubre, produciendo agua de deshielo. Esta mezcla de agua de deshielo significa que las erupciones subglaciales a menudo generan jökulhlaups (inundaciones) y lahares peligrosos.

El estudio del glaciovulcanismo es todavía un campo relativamente nuevo. Los primeros relatos describieron los volcanes inusuales de cima plana y laderas empinadas (llamados tuyas) en Islandia que se sugirió que se formaron a partir de erupciones debajo del hielo. El primer artículo en inglés sobre el tema fue publicado en 1947 por William Henry Mathews, describiendo el campo Tuya Butte en el noroeste de la Columbia Británica, Canadá. El proceso eruptivo que construye estas estructuras, inferido originalmente en el artículo,comienza con el crecimiento volcánico debajo del glaciar. Al principio, las erupciones se asemejan a las que ocurren en las profundidades del mar, formando pilas de almohadas de lava en la base de la estructura volcánica. Parte de la lava se rompe cuando entra en contacto con el hielo frío, formando una brecha vítrea llamada hialoclastita. Después de un tiempo, el hielo finalmente se derrite en un lago, y comienzan las erupciones más explosivas de la actividad de Surtseyan, formando flancos compuestos principalmente de hialoclastita. Eventualmente, el lago hierve debido al vulcanismo continuo, y los flujos de lava se vuelven más efusivos y más espesos a medida que la lava se enfría mucho más lentamente, a menudo formando uniones columnares. Las tuyas bien conservadas muestran todas estas etapas, por ejemplo, Hjorleifshofdi en Islandia.

Los productos de las interacciones volcán-hielo se presentan como diversas estructuras, cuya forma depende de complejas interacciones eruptivas y ambientales. El vulcanismo glacial es un buen indicador de la distribución del hielo en el pasado, lo que lo convierte en un marcador climático importante. Dado que están incrustados en el hielo, a medida que el hielo glacial se retira en todo el mundo, existe la preocupación de que las tuyas y otras estructuras puedan desestabilizarse y provocar deslizamientos de tierra masivos. La evidencia de interacciones volcánicas-glaciales es evidente en Islandia y partes de la Columbia Británica, e incluso es posible que desempeñen un papel en la desglaciación.

Se han identificado productos glaciovolcánicos en Islandia, la provincia canadiense de Columbia Británica, los estados de Hawái y Alaska en los EE. UU., la Cordillera de las Cascadas del oeste de América del Norte, América del Sur e incluso en el planeta Marte. Los volcanes que se sabe que tienen actividad subglacial incluyen:

• Mauna Kea en la zona tropical de Hawái. Hay evidencia de actividad eruptiva subglacial pasada en el volcán en forma de un depósito subglacial en su cumbre. Las erupciones se originaron hace unos 10.000 años, durante la última glaciación, cuando la cumbre del Mauna Kea estaba cubierta de hielo.
• En 2008, el British Antarctic Survey informó de una erupción volcánica bajo la capa de hielo de la Antártida hace 2200 años. Se cree que esta fue la mayor erupción en la Antártida en los últimos 10.000 años. Los depósitos de cenizas volcánicas del volcán se identificaron a través de un estudio de radar aéreo, enterrados bajo nevadas posteriores en las montañas Hudson, cerca del glaciar Pine Island.
• Islandia, conocida tanto por sus glaciares como por sus volcanes, suele ser un lugar de erupciones subglaciales. Un ejemplo es una erupción bajo la capa de hielo de Vatnajökull en 1996, que ocurrió bajo un estimado de 2500 pies (762 m) de hielo.
• Como parte de la búsqueda de vida en Marte, los científicos han sugerido que puede haber volcanes subglaciales en el planeta rojo. Se han revisado varios sitios potenciales de tal vulcanismo y se han comparado ampliamente con características similares en Islandia:

Se han encontrado comunidades microbianas viables que viven en aguas subterráneas geotérmicas profundas (-2800 m) a 349 K y presiones> 300 bar. Además, se ha postulado que existen microbios en rocas basálticas en cortezas de vidrio volcánico alterado. Todas estas condiciones podrían existir en las regiones polares de Marte en la actualidad, donde se ha producido el vulcanismo subglacial.

Erupciones freáticas

Las erupciones freáticas (o erupciones de chorro de vapor) son un tipo de erupción impulsada por la expansión del vapor. Cuando el agua fría del suelo o de la superficie entra en contacto con roca caliente o magma, se sobrecalienta y explota, fracturando la roca circundante y expulsando una mezcla de vapor, agua, cenizas, bombas volcánicas y bloques volcánicos. La característica distintiva de las explosiones freáticas es que solo expulsan fragmentos de roca sólida preexistente del conducto volcánico; no erupciona magma nuevo.Debido a que son impulsados ​​por el agrietamiento de los estratos rocosos bajo presión, la actividad freática no siempre resulta en una erupción; si la cara de la roca es lo suficientemente fuerte para resistir la fuerza explosiva, es posible que no ocurran erupciones directas, aunque es probable que se desarrollen grietas en la roca y la debiliten, fomentando futuras erupciones.

A menudo, un precursor de la futura actividad volcánica, las erupciones freáticas son generalmente débiles, aunque ha habido excepciones. Algunos eventos freáticos pueden desencadenarse por la actividad sísmica, otro precursor volcánico, y también pueden viajar a lo largo de las líneas de los diques. Las erupciones freáticas forman oleadas de base, lahares, avalanchas y "lluvia" de bloques volcánicos. También pueden liberar gases tóxicos mortales capaces de sofocar a cualquiera que se encuentre dentro del alcance de la erupción.

Los volcanes que se sabe que exhiben actividad freática incluyen:

• Mount St. Helens, que exhibió actividad freática justo antes de su catastrófica erupción de 1980 (que en sí misma fue pliniana).
• Volcán Taal, Filipinas, 1965 2020
• La Soufrière de Guadalupe (Antillas Menores), actividad 1975–1976.
• Volcán Soufrière Hills en Montserrat, Indias Occidentales, 1995–2012.
• Volcán Poás, tiene frecuentes géiseres como erupciones freáticas de su lago de cráter.
• Monte Bulusan, bien conocido por sus repentinas erupciones freáticas.
• Monte Ontake, todas las erupciones históricas de este volcán han sido freáticas, incluida la erupción mortal de 2014.
• Monte Sinabung, Indonesia, 2020