BREVE INTRODUZIONE ALLA VULCANOLOGIA

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INDICE

    1. #LA STRUTTURA DEL GLOBO TERRESTRE
    2. #LA TETTONICA A ZOLLE
    3. #VULCANISMO ASSOCIATO ALLA TETTONICA A ZOLLE
    4. #L'ATTIVITA' VULCANICA
    5. #I PRODOTTI DELLE ERUZIONI ESPLOSIVE
      1. #I depositi piroclastici
    6. #GLOSSARIO DI TERMINI GEOLOGICI E VULCANOLOGICI

LA STRUTTURA DEL GLOBO TERRESTRE

Il globo terrestre viene suddiviso in tre grandi gusci concentrici che corrispondono a zone con caratteristiche chimiche e fisiche diverse: la crosta, il mantello e il nucleo.

La crosta rappresenta il guscio più esterno, con spessore variabile tra 5-15 km sotto gli oceani e 30-40 km sotto i continenti, fino a superare i 50 km sotto le grandi catene montuose. Al di sotto della crosta c'è il mantello che si estende fino a una profondità di circa 2.900 km e, nella parte più interna, il nucleo.

Le indagini sull'interno della Terra vengono svolte con metodi geofisici, tra i quali, è fondamentale lo studio sulla propagazione delle onde sismiche. Entro la parte superiore del mantello, ad una profondità variabile nell'ordine dei 75-150 km, si ha una graduale piccola diminuzione di velocità delle onde sismiche che riprendono ad aumentare solo verso i 250 km di profondità.

Questo "strato a bassa velocità" delle onde sismiche permette di dividere la parte esterna del globo in litosfera (crosta e mantello rigido soprastante il canale a bassa velocità) e astenosfera (parte di mantello meno rigida, sottostante lo strato a bassa velocità).

Si ritiene che lo strato a bassa velocità contenga una piccola percentuale di fase fluida e rappresenti il piano di scorrimento lungo il quale avvengono i movimenti relativi tra la parte più esterna (litosfera) e quella sottostante (astenosfera).

LA TETTONICA A ZOLLE

Nella prima metà degli anni '60, l'idea che i continenti si siano mossi uno rispetto all'altro rappresenta per la geologia una vera rivoluzione. Le prime importanti novità vennero dalle ricerche oceanigrafiche attraverso le quali si riconobbero due importanti strutture morfologiche sottomorine: le dorsali medio-oceaniche e le fosse oceaniche.

Le dorsali oceaniche sono lunghe catene di rilievi sottomarini costituite da rocce vulcaniche e percorse al centro da una valle (rift valley) da cui vengono emessi magmi. Le fosse oceaniche, il cui fondo è a una profondità superiore ai 4-6000 metri rispetto al fondo adiacente, si sviluppano all'altra estremità dell'oceano, in prossimità dei margini continentali. Queste ultime zone sono a sismicità elevata, con origine dei sismi (ipocentri) sempre più profonda andando in direzione del continente.

Gli studi sulle dorsali e sulle fosse hanno permesso di delineare la teoria dell'espansione dei fondi oceanici. Innanzi tutto lo strato di sedimenti che ricopre il fondo oceanico aumenta gradualmente di spessore allontanandosi dalla dorsale. Ciò suggerisce che il fondo oceanico sia più vecchio ai margini e più giovane al centro, ipotesi confermata anche dalle datazioni paleontologiche dei sedimenti. Inoltre tutto il fondo oceanico risulta notevolmente più giovane rispetto alla storia geologica della terra.

Altra scoperta importante consiste nel riconoscimento della presenza di lineazioni magnetiche nelle rocce vulcaniche che formano la crosta oceanica. Come è noto, il campo magnetico terrestre subisce delle inversioni periodiche e, mediamente ogni milione di anni, il polo nord e il polo sud magnetici si scambiano di posizione.

Alcuni minerali ferromagnetici presenti nelle lave si comportano come l'ago di una bussola e si dispongono secondo il campo magnetico in cui si trovano. Quindi, al raffreddarsi della lava che fuoriesce dalle dorsali medio-oceaniche, essi registrano fedelmente direzione e verso del campo magnetico terrestre esistente al momento dell'eruzione.

Negli oceani esistono delle fasce, simmetriche rispetto all'asse della dorsale, a magnetizzazione normale o inversa. Le dimensioni di queste fasce, combinate coi dati sull'età delle inversioni del campo magnetico terrestre, hanno consentito una ricostruzione dei movimenti di apertura degli oceani.

In conclusione, queste ed altre scoperte portarono ad ipotizzare l'esistenza di profondi moti convettivi che trasportano in superficie, in corrispondenza delle dorsali medio-oceaniche, materiale fuso il quale, spostandosi lateralmente e allontanandosi dall'asse della dorsale, va a creare nuova crosta oceanica.

In corrispondenza delle fosse, invece, la crosta oceanica viene riassorbita nel mantello con un processo detto di subduzione. La crosta oceanica quindi si genera da una parte e si distrugge dall'altra, mentre i continenti galleggiano sul mantello.

VULCANISMO ASSOCIATO ALLA TETTONICA A ZOLLE

Secondo la teoria della tettonica a zolle, i continenti vengono trasportati dalle zolle come pezzi di roccia incastrati in un ghiacciaio in movimento. Le grandi placche litosferiche, sei principali con dimensioni di migliaia di chilometri e un certo numero di zolle secondarie molto più piccole, sono quindi in movimento relativo sulla superficie terrestre.

Il movimento delle zolle porta a tre tipi di contatti possibili tra i margini: divergenti, convergenti e trasformi. Il vulcanismo attivo si colloca in gran parte lungo queste zone di contatto e presenta caratteristiche diverse a seconda del tipo di margine:

L'ATTIVITA' VULCANICA

Roccia fusa, a temperature di 1.000-1.200° C (il magma), risale verso l'alto per effetto della differenza di densità con le rocce circostati, come una bolla d'aria risale nell'acqua. Se raggiunge la superficie, il magma dà luogo a una eruzione. Le eruzioni possono avere caratteristiche molto diverse a seconda della composizione chimica del magma e delle condizioni che questo incontra nella risalita e nella zona prossima alla superficie.

Il componente principale delle rocce, e quindi anche del magma, è la silice la cui struttura chimica è tale da poter creare lunghe catene polimeriche capaci di rendere il magma meno fluido e di rallentare la liberazione dei gas in esso contenuti.

Si ritiene che questa sia la condizione principale per cui i magmi relativamente poco abbondanti in silice, potendo trattenere minori quantità di gas, danno luogo in superficie prevalentemente a attività di tipo effusivo che si manifesta con colate di lava.

Quando la lava è molto fluida e ad alta temperatura (1100-1200°C) forma veri e propri fiumi incandescenti che scorrono lungo i fianchi del vulcano. In altri casi, al variare di temperatura o anche di composizione chimica, la lava è più viscosa e forma colate molto spesse, che si ricoprono di detrito solido e scorrono molto lentamente. Con lave molto viscose (per temperatura o per composizione chimica) non si formano vere e proprie colate, ma ammassi lavici con poco o nessun movimento, detti duomi.

Al contrario, i magmi relativamente più ricchi in silice possono contenere abbondanti fasi gassose, come il vapore acqueo, e danno luogo a attività prevalentemente di tipo esplosivo. Quando il magma giunge il superficie, le bolle gassose esplodono, frammentandolo in particelle di diverse dimensioni, dette piroclasti.

Nelle eruzioni esplosive la miscela di gas e piroclasti può formare una colonna sostenuta alta fino a qualche centinaia di metri nelle eruzioni di moderata energia e di decine di km in quelle più violente. Le alte colonne eruttive formate da una miscela di ceneri, pomici e gas sono dette anche colonne pliniane (il nome deriva da Plinio il Giovane che descrisse l'eruzione del Vesuvio del 79 d.C.).

Una colonna eruttiva può restare sostenuta fino a che la sua densità è inferiore a quella dell'aria circostante. Al variare delle condizioni, quale un aumento di portata, la colonna può collassare e formare correnti piroclastiche che scorrono lungo i fianchi del vulcano.

Queste sono chiamate flussi piroclastici, quando la quantità di solido è maggiore della fase gassosa e surge, quando nel flusso prevale la quantità di gas. Surge e flussi piroclastici rappresentano, per la loro velocità di propagazione e per l'elevata temperatura, gli eventi più pericolosi associati con il vulcanismo esplosivo.

Il collasso di una colonna pliniana è probabilmente la causa della formazione di molti flussi piroclastici. Molti surge si originano da esplosioni innescate dal contatto del magma con acqua esterna, cioé eruzioni esplosive di tipo freato-magmatico (base surge). Altri tipi di surge vengono associati alla presenza di un flusso piroclastico: correnti a bassa densità possono infatti formarsi nella zona più avanzata di una nube densa per ingestione di aria esterna (ground surge) o nella parte superiore del flusso, dove il movimento del gas trasporta grandi quantità di ceneri, asportandole dal corpo del flusso piroclastico (ash-cloud surge).

In base al volume del materiale emesso e ai diversi gradi di esplosività le eruzioni esplosive sono state classificate, in crescendo di violenza: hawayana, stromboliana, vulcaniana, peleana, pliniana, ultrapliniana.

Le eruzioni esplosive più violente possono mutare completamente la morfologia di un luogo, sia per l'accumulo del materiale eruttato che per la demolizione dell'apparato vulcanico. In alcuni casi, la rapida emissione di magma e il vuoto che viene a crearsi in profondità possono provocare lo sprofondamento di vaste aree che prendono il nome di caldere.

Un altro tipo di eruzione esplosiva (eruzioni direzionali o lateral blast) è stato identificato dopo la spaventosa eruzione del S. Helens (Stato di Washington) del 1980. In quel caso, la fase più violenta dell'eruzione è stata innescata dal franamento di un fianco del vulcano. Quella del S. Helens è una delle poche eruzioni esplosive ben studiata e documentata e, da allora, riesaminando molte strutture vulcaniche ci si è resi conto che il fenomeno di esplosioni laterali, provocate dall'apertura sui fianchi di una nuova via di uscita per il magma, è stato frequente anche in passato.

Un altro fenomeno legato alle eruzioni esplosive è quello delle valanghe di fango (chiamate col termine indonesiano lahar). Durante le eruzioni, sui pendii dei vulcani si accumulano grandi quantità di pomici, ceneri e scorie. Questi materiali incoerenti possono essere facilmente mobilizzati dalla pioggia, dai ghiacciai sciolti dall'eruzione o dal vapore emesso dal vulcano. Scendendo verso valle, un lahar può trasportare massi di diverse tonnellate, tronchi d'albero e travolgere tutto ciò che trova lungo il cammino.

I PRODOTTI DELLE ERUZIONI ESPLOSIVE

Nelle eruzioni esplosive vengono emessi, insieme alla fase gassosa, prodotti piroclastici solidi di natura vetrosa derivanti dalla frammentazione del magma. Altre particelle solide possono essere cristalli già formatisi nel magma prima dell'eruzione e brandelli di condotto. La miscela eruttiva può contenere anche brandelli di magma ancora fluido.

I prodotti piroclastici prendono nomi diversi a seconda delle loro dimensioni. Blocchi e bombe hanno dimensioni superiori ai 64 millimetri. Le bombe sono pezzi di magma emessi allo stato fluido, i blocchi sono emessi dal cratere allo stato solido. I lapilli sono particelle di dimensioni comprese tra 64 e 2 millimetri. La cenere è costituita da particelle con dimensioni inferiori ai 2 millimetri.

I piroclasti di natura vetrosa possono essere pomici, scorie e ceneri. Le particelle di natura vetrosa si formano per il rapido raffreddamento del magma, favorito in genere dalle piccole dimensioni dei brandelli e dall'altezza cui vengono scagliati. In una materia fusa, il raffreddamento rapido impedisce alle molecole di organizzarsi in strutture ordinate e le congela in una disposizione caotica, tipica dei vetri.

Pomici e scorie hanno una struttura vescicolata, cioé presentano delle bolle vuote lasciate dalla fuoriuscita dei gas. La differenza tra pomice e scoria consiste in una diversa composizione chimica che si rispecchia anche nel colore, bianco-grigio per le pomici e nero-rosso scuro per le scorie. Entrambe possono avere differenti gradi di vescicolazione, ma in genere le pomici sono più vescicolate delle scorie.

Le ceneri di natura vetrosa derivano dalle pareti di bolle scoppiate o dalla frantumazione di pomici, soprattuto per abrasione quando sono trascinate all'interno di flussi piroclastici e surge. Altre particelle di dimensione della cenere possono essere prodotte dalla frammentazione di cristalli e litici.

I depositi piroclastici

Le eruzioni esplosive sono, fortunatamente, poco frequenti e gran parte delle conoscenze si basano su ricostruzioni ottenute atraverso lo studio dei prodotti eruttati. L'analisi dei depositi tende a risalire ai meccanismi di trasporto e di sedimentazione delle particelle.

I depositi da caduta sono formati da prodotti piroclastici lanciati direttamente dal cratere (balistici) o ricaduti da una colonna eruttiva sostenuta. Questi depositi mantellano uniformemente la topografia con strati di spessore decrescente con la distanza dal cratere. Le particelle presentano spigoli vivi, in quanto non sono abrase da meccanismi di trascinamento. L'area ricoperta da depositi da caduta derivanti da eruzioni pliniane ha una forma ellittica. Il vulcano è collocato in uno dei fuochi dell'ellisse e l'asse principale è allungato secondo la direzione dei venti.

I depositi da caduta delle eruzioni pliniane consistono prevalentemente in strati di pomici, spesso di grande spessore, distribuiti sopra vaste aree. I depositi di scorie da caduta si formano prevalentemente da eruzioni di moderata violenza, come le stromboliane, e costituiscono accumuli in prossimità del cratere. Le ceneri sono emesse in gran quantità durante tutti i tipi di eruzioni esplosive. Tuttavia, i depositi di ceneri da caduta difficilmente raggiungono grandi spessori, essendo gran parte della cenere trascinata nelle zone più alte della colonna eruttiva, dove viene ripresa dai venti stratosferici e dispersa su aree molto ampie.

I depositi da flusso derivano dalla sedimentazione di miscele eruttive composte da particelle solide e gas che scorrono lungo i fianchi del vulcano (flussi piroclastici e surge). Le particelle che compongono i depositi da flusso hanno in genere spigoli arrotondati per effetto dell'abrasione che subiscono durante lo scorrimento.

I depositi dei flussi piroclastici tendono ad avere gli spessori maggiori nel fondo delle valli e nei punti dove il flusso ha incontrato ostacoli, risultano completamente assenti nelle aree ad alta pendenza e non presentano una diminuzione regolare di spessore allontanandosi dal cratere.

I depositi dei flussi piroclastici possono contenere insieme particelle di dimensioni molto varie, da blocchi a cenere fine, anche a distanze notevoli dal punto di emissione. La definizione di flussi piroclastici come correnti ad alta concentrazione di solidi è stata dedotta da questa caratteristica e si ritiene che proprio la densità della miscela permetta di mantenere in sospensione e di trasportare per lunghi tragitti clasti di grosse dimensioni o di alta densità, inglobati in una abbondante matrice di cenere.

I depositi dei flussi piroclastici sono spesso stratificati, con alternanza di livelli massivi, cioé privi di strutture sedimentarie, e livelli con stratificazioni interne o gradazioni granulometriche verticali. La gradazione granulometrica consiste in una variazione verso l'alto delle dimensioni dei clasti in senso decrescente (gradazione diretta) o crescente (gradazione inversa).

Le gradazioni granulometriche sono controllate nei flussi piroclastici dal contrasto di densità dei litici e delle pomici più grossolane con la matrice, composta da cenere e gas. I litici sono più densi della matrice e tendono a cadere verso il basso, le pomici sono in genere meno dense e tendono a galleggiare. Molti depositi dei flussi piroclastici presentano alla base livelli di litici a gradazione diretta (i più grossi alla base). Verso l'alto si trovano invece spesso concentrazioni di pomici a gradazione inversa (le più piccole alla base), essendo maggiore la capacità di galleggiamento delle pomici più grandi.

Alcuni depositi da flusso piroclastico, generalmente di grande spessore, composti da pomici e ceneri vengono detti ignimbriti. Si ritiene che voluminosi flussi piroclastici si formino nel corso di eruzioni esplosive di grande energia, come le ultra-pliniane.

I depositi da surge hanno spessori più piccoli di quelli da flusso piroclastico e presentano tipiche strutture sedimentarie, come dune e sottili laminazioni all'interno dello strato. Le dimensioni dei granuli sono meno eterogenee e mediamente più piccole rispetto a quelle dei depositi da flusso piroclastico. Una miscela eruttiva molto ricca in gas, come viene definito il surge, è in grado di mantenere in sospensione e di trasportare solo particelle relativamente piccole.

Rispetto alla topografia, i depositi da surge hanno caratteristiche intermedie tra quelli da caduta e da flusso piroclastico: tendono ad inspessirsi nelle depressioni, ma possono ammantare anche piccoli rilievi e essere presenti su pendii dove generalmente non si ritrovano depositi da flusso. Spesso i depositi da surge contengono piccole strutture rotondeggianti, dette pisoliti, formate da particelle di cenere aggregate intorno a un nucleo per la presenza di umidità.

GLOSSARIO DI TERMINI GEOLOGICI E VULCANOLOGICI


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Modificato il 24-9-97