thumb|Topografia de Santorini
A erupção minoica, também chamada Erupção de Tera ou Erupção de Santorini, foi uma catastrófica erupção vulcânica pliniana com Índice de Explosividade Vulcânica (IEV) de 6 ou 7 e uma Densidade Lítica Equivalente (DLE) de 60 km³, que se estima ter ocorrido em meados do , entre e A erupção foi um dos maiores eventos vulcânicos na Terra registrados na história. A erupção devastou Santorini, incluindo o assentamento minoico de Acrotíri, bem como as comunidades agrícolas e áreas em ilhas próximas e na costa de Creta.
A erupção parece ter inspirado certos mitos gregos (como a Titanomaquia), da mesma forma que a destruição de Acrotíri quiçá deu a base ou inspirou a história platônica de Atlântida. Outrossim, são creditadas à erupção mudanças climáticas que afetaram culturas na China. A erupção causou tumulto no Egito e um tsunâmi que enfraqueceu os minoicos, que poucos séculos depois, , foram dominados pelos micênicos.
Santorini é formada por um grupo circular de ilhas que pertencem ao arquipélago das Cíclades. O arquipélago faz parte do arco insular do Egeu, formado pela subducção da placa africana com o sistema de trincheiras marinhas helênicas situadas ao sul de Creta. Estudos geológicos indicam que, ao menos, 12 fases eruptivas ocorreram nos últimos milhões de anos. Pela erupção, Santorini, que era uma grande ilha circular, teve sua topografia alterada (seu planalto central colapsou e gerou a caldeira moderna), bem como surgiram fontes hidrotermais e grandes jazidas minerais (cobre, cobalto, manganês, ferro, zinco, níquel, chumbo). Hoje, Santorini é formado por um arquipélago de três ilhas (Tera, Terásia e Aspronisi) e há Nova e Velha Caméni, formadas sobre a caldeira graças a eventos vulcânicos dos últimos 2000 anos.
Erupção
thumb|Crateras vulcânicas em Nova Caméni thumb|Crateras vulcânicas em Nova Caméni
Antecedentes
Evidências geológicas apontam que a erupção é apenas uma dentre muitas que ocorrem ciclicamente no vulcão devido à subducção da placa africana. O registro geológico demonstra que no último milhão de anos houve erupções vulcanianas e estrombolianas, uma vez a cada anos aproximadamente, e ocorreram erupções plinianas a cada . Há milhões de anos que o vulcão passa por contínuo processo de colapso e recarregamento: entrou em erupção violentamente muitas vezes e finalmente colapsou dentro de uma caldeira mais ou menos circular de água do mar, com diminutas ilhas formando o círculo. A caldeira recarrega-se lentamente com magma, construindo novo vulcão, que entra em erupção e, em seguida, colapsa. Imediatamente antes da erupção minoica, as paredes da caldeira formaram um anel quase contínuo de ilhas, com a única entrada situada entre Tera e a pequena Aspronisi.
Geomorfologia
Embora o processo de fratura ainda não seja conhecido, a análise estatística indica que a caldeira tenha se formado pouco antes da erupção. Durante o período de erupção, a paisagem foi coberta por sedimentos de pedras-pomes. Em alguns lugares, a costa sumiu sob deposições de tufo e em outros as costas recentes foram estendidas para o mar. Depois da erupção, a geomorfologia da ilha foi caracterizada por uma fase de intensa erosão na qual as pedras-pomes foram progressivamente retiradas de altitudes superiores às inferiores. O núcleo de Santorini é formado por rochas metamórficas com idade entre 200 e 400 milhões de anos, ao mesmo tempo em que as demais porções são formadas por rochas vulcânicas expelidas por erupções vulcânicas de pequeno e médio porte ao longo do último 1,8 milhão de anos.
Magnitude
Inicialmente, durante pesquisas realizadas em 1991, estimou-se que a magnitude da erupção fosse de 39 km³ de densidade lítica equivalente (DLE), contudo, após nova pesquisa realizada em 2006 por uma equipe de cientistas internacionais, a estimativa elevou-se para 60 km³, enquanto o volume de ejeção foi projetado como 100 km³, pondo o índice de explosividade vulcânica da erupção em 6 ou 7. Isto foi quatro vezes mais do que foi lançado à estratosfera pelo Cracatoa em 1883 e segundo estimativas, sua erupção foi dez vezes mais potente do que Cracatoa, de modo que sua explosão foi possivelmente ouvida a cerca de de distância. Apenas a erupção do monte Tambora em 1815, a erupção Hatepe no lago Taupo em e, talvez, a erupção da montanha Baekdu em cerca de 970 lançaram mais material à atmosfera durante a história.
thumb|Fragmento de pedra-pomes de Santorini
Sequência
Em Santorini há uma espessa camada branca de piroclasto de 50 m² que cobre o solo, claramente delineando o nível do solo antes da erupção. Estudos realizados por Reck em 1936 indicaram que houve quatro fases da erupção denominadas BO1, BO2, BO3 e BO4; em 1989 Druitt estabeleceu nova nomenclatura: Minoano A (BO1), Minoano B (BO2), Minoano C (BO3) e Minoano D (BO4). Heiken e McCoy identificaram em 1984 fases basais que representam atividades vulcânicas pré-erupção que foram chamadas BO0. Ao todos são quatro finas camadas que variam em cor (amarelo, laranja-acastanhado e/ou cinza claro) e espessura (de 1 a 4 cm). Estão presentes no sul de Tera e possivelmente foram expelidas por um respiradouro que antigamente localizava-se próximo da atual Nova Caméni, meses antes de a erupção se iniciar; devido à ausência de restos humanos em Acrotíri, supõe-se que a atividade preliminar provavelmente afugentou a população. Meses antes da erupção também foi constatado um ou mais terremotos que danificaram os assentamentos locais.
Primeira fase (BO1/Minoano A)
thumb|esquerda|Oliveira nos depósitos piroclásticos thumb|esquerda|Oliveira nos depósitos piroclásticos
Calcula-se que o tempo transcorrido entre as primeiras explosões e o colapso total da caldeira tenha sido de dois dias. A primeira fase se caracterizou por erupção do tipo pliniano que, com uma coluna de 36 km, expeliu pedras-pomes e cinzas por toda a ilha a uma taxa de embora tenha sido mais intensa a precipitação na zona leste da ilha, devido aos fortes ventos atmosféricos. A espessura do material vulcânico foi de (Pichler e Friedrich) ou (Heiken e McCoy) e o magma liberado teve volume de cerca de 2 m³. Depósitos piroclásticos desta fase foram encontrados em muitas localidades do Mediterrâneo Oriental, especialmente no mar, nas ilhas adjacentes, regiões da Anatólia, delta do Nilo, mar Negro e no sítio arqueológico de Nicória, na Messênia. Os estudos dos depósitos piroclásticos indicam que a erupção aumentou com o passar do tempo.
Mais de 90% do depósito é formado por riodacito com de SiO2, cristais raros ricos em pedra-pomes com de SiO2 e alguns fragmentos de escória de andesito cinza com 58% de SiO2; menos de 10% do depósito é formado por cinzas e líticos fragmentados. Nesta primeira fase não houve interação magma-água, de modo que este evento foi impulsionado apenas por gases magmáticos. A última camada desta fase, que varia entre é composta integralmente por cinzas e foi chamada de ruptura freatomagmática. É a primeira camada que alude a uma interação significativa entre o magma do vulcão e a água que adentrou no respiradouro; marca o fim da primeira fase.
Segunda fase (BO2/Minoano B)
A segunda fase, caracterizada pelo início do colapso da caldeira, foi provocada pelo aparecimento de rachaduras e fissuras e pela ação da erosão eólica. Em consequência do processo, enormes quantidades de água se infiltraram no respiradouro do vulcão, causando explosões violentas que pulverizaram o magma, ejetaram grandes blocos líticos e produziram nuvens de vapor de alta concentração de sódio, que se espalharam pela ilha e localidades marinhas adjacentes. Elas geraram fluxos piroclásticos de velocidade entre 15 e que, pela ação da topografia, formaram depósitos piroclásticos em variadas altitudes. A espessura dos depósitos foi de (Pichler e Friedrich) ou (Heiken e McCoy) e a diferença expressiva possivelmente deriva da gradual transição do BO2 ao BO3 presente em muitos depósitos. A posição dos ventos, com base na disposição dos depósitos, aparenta ser similar à primeira fase, embora apresente um padrão mais ou menos radial em direção ao centro-sul da ilha Caméni.
Os depósitos desta fase são formados por numerosos bancos individuais, compostos sobretudo por camadas brancas de bagacinas, com abundantes blocos líticos e fragmentos de tamanho entre Quase 90% do volume total é de cinzas e pedras-pomes; cerca de 20% do volume total é de blocos e fragmentos líticos. Diversos processos geológicos, entre eles a erosão, provocaram na fase o transporte balístico de blocos líticos maiores do que na primeira fase; bancos de precipitação similares àqueles da primeira fase foram encontrados, o que sugere que os processos ocorridos durante a primeira fase continuaram durante certo tempo na segunda fase ou então houve um período de flutuação entre os estilos de erupção.
Terceira (BO3/Minoano C) e Quarta (BO4/Minoano D) fases
Na terceira fase, os fluxos piroclásticos espalharam-se por toda a ilha e junto a superfície marinha próxima. Os depósitos desta fase são desordenados e mais proeminentes ao longo das falésias da cratera. Consistem de cinzas vulcânicas finas, pedras-pomes e de blocos e fragmentos líticos de até 10 m de diâmetro. A espessura dos depósitos próximos à caldeira é de 40 m, enquanto que os encontrados no sul de Santorini chegam a 55 m; em distâncias maiores a espessura é menor. Além disso, aparentemente alguns dos depósitos formaram-se a baixas temperaturas, enquanto outros em picos térmicos de até Na quarta fase ocorreu o completo colapso da caldeira, gerando tsunâmi, assim como lahars e o aparecimento de depósitos líticos ricos sobretudo de ignimbrito.
Vulcanologia
thumb|Ondas produzidas pela erupção que possivelmente alcançaram o Egito thumb|Tera antes da erupção
O colapso da caldeira de Santorini decorrente da erupção está associado a intensa atividade sísmica, perturbações climáticas maciças, volumosa precipitação piroclástica, fluxo piroclástico e tsunâmis. Esta erupção pliniana resultou numa enorme pluma vulcânica e erupções violentas de vapor. A erupção também gerou enormes ondas que afetaram as regiões litorâneas vizinhas, especialmente Creta, ao sul. Estipulou-se que as ondas que afetaram o litoral cretense tinham 12 m e, com este tamanho, foram capazes de destruir embarcações e vilas costeiras.
Em outras partes do Mediterrâneo existem depósitos de pedras-pomes que podem ter sido originados pela erupção de Santorini. Camadas de cinzas em núcleos perfurados no mar e em lagos da Turquia, todavia, mostram que a queda de cinzas mais pesada ocorreu a leste e nordeste de Santorini. Sabe-se agora que as cinzas encontradas em Creta são provenientes de uma fase precursora da erupção, algumas semanas ou meses antes das principais fases eruptivas, tendo tido pouco impacto sobre a ilha. Possíveis depósitos de cinzas de Santorini foram encontrados no delta do Nilo, entretanto, atualmente isto é considerado um erro de identificação.
Datação
As datações por radiocarbono têm implicações significativas à cronologia aceita de culturas do Mediterrâneo Oriental. A erupção é fundamental à arqueologia da Idade do Bronze daquela região. Ela fornece um ponto fixo para alinhar toda a cronologia do no Egeu, porque as provas da erupção são encontradas em toda a região. Apesar desta evidência, a data exata da erupção tem sido difícil de determinar. Em boa parte do , arqueólogos colocaram-na aproximadamente em , mas esta data parece ser muito recente com base na análise com datação por radiocarbono de uma oliveira enterrada sob um fluxo de lava do vulcão, que indica que a erupção ocorreu entre e , com um grau de probabilidade de 95%; em 2007 foram descobertos outro pedaço da oliveira e vários ramos, mas que ainda não foram datados.