1. COS'E' UN VULCANO?
2. COSA SONO I VULCANI A SCUDO?
3. COME SONO GLI STRATO-VULCANI?
4. COME SONO I DUOMI VULCANICI?
5. COME SONO I VULCANI MONOGENICI?
6. COME SI FORMANO I CAMPI VULCANICI?
7. TUTTI I VULCANI HANNO LA FORMA DI UNA MONTAGNA?
8. COME SONO I VULCANI ITALIANI?

Con vulcano si intende una struttura che si forma sulla superficie terrestre nelle zone in cui si verifica emissione di magma, cioé dove avviene un'eruzione.

Molti vulcani hanno la forma di una montagna conica, costruita dalla sovrapposizione dei prodotti eruttati. Il cono è percorso all'interno da uno o più condotti, che rappresentano l'ultimo tratto di risalita del magma. I condotti si aprono all'esterno con bocche eruttive o crateri.

Quando la risalita di magma avviene per molto tempo lungo lo stesso condotto, i prodotti delle eruzioni si accumulano intorno a questo formando un vulcano centrale.

Se al termine di un'eruzione il condotto centrale resta vuoto, il cratere si presenta come una profonda cavità. In alcuni casi, l'ultimo magma solidifica all'interno del cratere e del condotto, formando una specie di tappo.

La risalita di nuovo magma lungo il condotto centrale può diventare difficile in vulcano molto alto o con il condotto occupato da magma solidificato. Il magma si accumula e preme contro le pareti del vulcano fino a fratturarle. Le fratture costituiscono la via di uscita sui fianchi o alla base del cono, dove si formano bocche eruttive o crateri laterali, detti coni parassiti.

I vulcani possono avere dimensioni e forme molto diverse, strettamente collegate al tipo di attività eruttiva. Le eruzioni effusive tendono ad accrescere un vulcano accumulando colate di lava, le eruzioni esplosive possono invece rimuoverne intere parti.

I vulcani a scudo si formano da eruzioni effusive con colate di lava molto fluida; hanno in pianta una forma allargata e fianchi poco inclinati (in generale fra 2° e 10°, raramente più di 15°).

Il nome deriva dal fatto che i vulcani a scudo sono grossolanamente rotondi, presentano spesso un piccolo cono al centro e coni laterali che li fanno somigliare a scudi borchiati di antichi guerrieri.

Le dimensioni di un vulcano a scudo possono variare di molto e la struttura tende a ingrandirsi e a cambiare forma per l'accumulo di lave emesse alla sommità o lungo i fianchi.

Alcuni piccoli vulcani a scudo sono formati da una sola eruzione, ma anche quelli grandi possono derivare da una sola eruzione molto prolungata nel tempo. I vulcani a scudo più estesi si formano per la sovrapposizione di incessanti colate di lave basaltiche.

Quando un vulcano è formato dalla sovrapposizione di prodotti eruttati sia da eruzioni esplosive che da eruzioni effusive, viene chiamato strato-vulcano (o vulcano composito).

I fianchi di questi vulcani hanno pendii molto ripidi e non è raro individuare i resti di precedenti crateri parzialmente distrutti dalle fasi esplosive più intense. Le dimensioni sono spesso rilevanti, ma inferiori a quelle dei vulcani a scudo.

In Italia i migliori esempi sono rappresentati dall'Etna (3210 m s.l.m. e una base di 40 km) e dal Vesuvio, mentre tra i più grandi del mondo vi è il Fujiyama, in Giappone, alto 3700 m s.l.m. e con un diametro basale di 30 km. Di dimensioni più o meno simili sono i vulcani Shasta e Rainier nella catena Cascade negli Stati Uniti e Popocatépetl e Orizaba in Messico.

Gli strato-vulcani si accrescono per la sovrapposizione di prodotti emessi prevalentemente da un cratere centrale, anche se i loro fianchi sono spesso segnati da conetti eruttivi laterali.

I coni laterali sono considerati indicatori di una lunga attività. Infatti, man mano che il vulcano si accresce, diventa sempre più difficile per il magma giungere allo sbocco sommitale e la pressione nel tratto inferiore del condotto diventa così alta da fratturare il cono e iniettare il magma lateralmente.

La posizione dei coni laterali e il loro progressivo spostamento indicano l'andamento delle fratture che si sono prodotte nel cono principale.

Quando le eruzioni avvengono da un condotto centrale, la forma dei vulcani compositi è molto vicina a quella di un cono. Se il condotto è costituito da una fessura come, ad esempio, il vulcano Hekla in Islanda, o se il punto di emissione si sposta lungo una frattura, il vulcano assume una forma allungata. Se il condotto principale si sposta con il tempo in maniera irregolare, anche la forma del vulcano diventa irregolare, come nel caso dell'Etna.

L'alternarsi di eruzioni effusive e esplosive su uno stesso vulcano, talvolta senza determinanti variazioni nella composizione del magma come nel caso del Vesuvio, è probabilmente favorito dalla chiusura del condotto principale per l'accumulo di magma viscoso.

La pressione del magma e del gas sotto un condotto ostruito può crescere fino a provocare un'eruzione esplosiva. Le fasi esplosive tendono a distruggere la parte sommitale del vulcano e ad allargare il condotto, ripristinando le condizioni favorevoli per una successiva attività di tipo effusivo.

Quando durante un'eruzione viene emessa una lava tanto viscosa da non riuscire a scorrere, questa si accumula vicino alla bocca eruttiva e forma dei rilievi a cupola detti duomi lavici.

Alcuni duomi sono formati dalla spinta verso l'esterno di lava parzialmente o completamente solidificata nel condotto. Queste forme vulcaniche (dette spine o pitoni) spesso crollano dopo poco tempo frantumandosi.

Più spesso i duomi si formano per vere e proprie eruzioni di lava viscosa da un cratere o da una fessura. Le colate sono in genere di limitato volume e si accumulano una sull'altra, mantenendo una via di uscita sommitale o fratturando gli strati in via di solidificazione in più punti.

La formazione di un duomo rappresenta spesso la fase finale di un'eruzione, durante la quale sono emessi magmi sempre più acidi e viscosi. Molti duomi si formano all'interno di crateri svuotati da precedenti eruzioni.

I vulcani monogenici sono strutture di piccole dimensioni che si formano da un'unica eruzione. Possono avere forme diverse che dipendono dal grado di esplosività dell'eruzione.

Si chiamano coni di scorie gli apparati costituiti prevalentemente da scorie vulcaniche, con fianchi molto ripidi, oltre 30°, che tendono ad appiattirsi in tempi brevi, essendo formati da materiale incoerente. I franamenti si verificano anche nel corso dell'eruzione e le scorie più grossolane possono rotolare dai fianchi, sia all'esterno che dentro il cratere.

L'altezza dei coni di scorie può variare da 30 a 300 m. La forma in pianta è quasi circolare o asimmetrica se il centro eruttivo si sposta lungo una frattura.

Questi vulcani si formano nel corso di eruzioni moderatamente esplosive, come le stromboliane e le fasi a fontane di lava delle hawaiiane. Le eruzioni durano da pochi giorni a pochi anni. Nei casi in cui si sono visti formare dei coni di scorie, il 95% si sono costruiti in meno di un anno e, di questi, il 50% in meno di 30 giorni.

Il cono è formato da strati di piroclasti con dimensioni molto diverse, che vanno dalle bombe alla cenere. La stratificazione del cono può consistere anche in un'alternanza di livelli di piroclasti sciolti e strati simili a lava, formati dall'agglutinazione di bombe ancora molto calde.

L'accumulo di materiale caldo può formare coni di scorie saldate (detti spatter) o dare origine a brevi flussi di lava. Questo avviene più facilmente nelle fasi finali dell'eruzione, quando il contenuto in gas va diminuendo e i lanci diventano sempre più brevi.

I coni di scorie si trovano spesso come forme isolate in vasti campi vulcanici basaltici. A volte possono formare coni parassiti di strato-vulcani o riempire l'interno di altre strutture, come i maar o gli anelli di tufo.

I coni di tufo sono strutture vulcaniche formate prevalentemente da cenere consolidata, con fianchi inclinati oltre i 25°, con un rapporto fra altezza e diametro dell'ordine di 1/10.

I coni di tufo sono meno frequenti dei coni di scorie, anche se spesso si trovano insieme nei grandi campi vulcanici basaltici. Le piccole dimensioni dei piroclasti derivano dall'intensa frammentazione di un magma basaltico per il contatto con acqua di bassa profondità, marina o lacustre.

In Oregon (USA), ad esempio, i coni di tufo si trovano in una zona occupata in precedenza da un lago, mentre i coni di scorie sono all'esterno di questo bacino. Un'altra zona in cui sono frequenti questi vulcani è vicino alle coste di isole oceaniche dove possono anche costruire isolotti in mare.

I coni di cenere sono vulcani con le stesse caratteristiche dei coni di tufo, ma costituiti prevalentemente da ceneri non consolidate.

L'anello di tufo è costituito da ceneri consolidate, ha fianchi poco inclinati (pendenza inferiore a 10-12°) e rapporto fra altezza e diametro compreso fra 1/10 e 1/30. La sua formazione è collegata a eruzioni in cui il magma interagisce con acqua di falda.

Gli anelli di cenere sono costituiti da materiale fine non consolidato. Sono simili ai coni di cenere, ma presentano un diametro molto più ampio rispetto all'altezza dei fianchi.

I maar sono un tipo di anello di tufo con la caratteristica di avere il fondo del cratere al di sotto del piano campagna e una forma rotondeggiante, notevolmente più ampia che profonda.

Il diametro varia da meno di 100 metri ad un massimo di 1500 metri. L'anello di tufo è basso e con fianchi poco ripidi, intorno a 4° e spesso, in sezione, risulta asimmetrico per una maggiore caduta di prodotti nel lato sottovento.

In Germania, dove queste strutture vulcaniche sono caratteristiche e quasi esclusive, con il termine Maar si indicano numerosi laghi formatisi all'interno di crateri nel distretto di Eifel. Altre zone di maar sono presenti in Australia e Nuova Zelanda.

I maar si formano durante eruzioni esplosive scatenate dal contatto tra magma e acqua esterna. Molti di questi vulcani si trovano infatti in regioni pianeggianti che rappresentano il bacino di raccolta per le acque delle zone circostanti.

Le eruzioni che formano i maar si svolgono attraverso una serie di esplosioni e da ogni eplosione si sedimenta uno strato sottile di piroclasti. I bordi di molti maar sono formati dalla sovrapposizione di strati alti qualche centimetro o poco di più, spesso deformati da blocchi balistici. La dimensione dei piroclasti è molto varia, ma predominano i lapilli e le ceneri, nella maggior parte dei casi di tipo basaltico.

I campi vulcanici sono vaste zone punteggiate da centinaia di vulcani monogenici, di varia forma e composizione chimica, insieme a vulcani più grossi, compositi e a scudo.

La loro formazione avviene in un arco di tempo molto lungo (milioni di anni), con periodi di riposo di migliaia o decine di migliaia di anni. Ad esempio, nel vasto campo vulcanico Newer Volcanics in Australia, i vulcani più antichi hanno circa 5 milioni di anni e quelli più giovani tra 4000 e 6000 anni.

Fra i più famosi campi vulcanici vi sono quelli del Messico (Mexican Volcanic Belt) e, in particolare, quello situato nello stato di Michoacan dove, nel 1943, il vulcano Paricutìn fu visto nascere in un campo di grano. Il Paricutìn in pochi giorni superò i 150 m di altezza e, dopo un anno, raggiunse 325 m, restando attivo fino al 1952.

Il campo vulcanico Michoacan-Guanajuato contiene, in un'area di 40.000 km², oltre 1000 centri vulcanici di età quaternaria, di cui circa il 90% sono coni di scorie.

In generale, i coni di scorie e i coni formati da lave sono attivi per brevi periodi di tempo, da pochi mesi a una ventina d'anni, e raramente tornano in attività. I vulcani a scudo o quelli compositi hanno un condotto centrale, o di un sistema di alimentazione più complesso, attraverso il quale le eruzioni si ripetono per tempi più lunghi.

Spesso i coni di scorie e i coni di lava si trovano vicini a un ampio vulcano a condotto centrale oppure formano gruppi insieme ad altre strutture monogeniche come anelli di tufo, maars e piccoli vulcani a scudo.

Un'altra parte della catena vulcanica messicana, rappresentata dalla Sierra di Chichinàutzin, contiene centinaia di vulcani monogenici, prevalentemente coni di scorie e coni di blocchi di lava, formatisi nel tardo Quaternario. Nelle altre zone della catena vulcanica messicana predominano i vulcani compositi.

Campi vulcanici di dimensioni più ridotte si formano all'interno o nelle vicinanze delle depressioni vulcaniche chiamate caldere.

Quando viene eruttata una grande quantità di magma in breve tempo, il serbatoio nel quale il magma era accumulato prima dell'eruzione si trova in parte svuotato e le rocce che vi stanno intorno possono fratturarsi e crollarvi dentro.

Le eruzioni in cui il magma viene emesso rapidamente e in grandi quantità sono quelle esplosive pliniane e ultra-pliniane e il crollo delle rocce in profondità è più probabile dopo questo tipo di eruzioni. Se invece, come avviene in molte eruzioni effusive, il volume totale di magma è abbondante, ma il tasso di emissione non troppo elevato, le rocce incassanti possono riaggiustarsi con gradualità.

Lo sprofondamento delle rocce all'interno della camera magmatica può propagarsi verso l'alto, fino a formare in superficie estese depressioni che prendono il nome di caldere.

Il termine caldera definisce grandi depressioni vulcaniche, di forma più o meno circolare, i cui diametri sono più grandi di quelli di un condotto, qualunque sia la ripidità delle pareti o la forma del pavimento.

Le rocce possono fratturarsi e cadere a pezzi all'interno della caldera (collasso caotico) oppure possono abbassarsi come un solo blocco, scivolando lungo fratture più o meno circolari che delimitano la struttura collassata (collasso a pistone).

Alcune caldere hanno un sollevamento a forma di cupola nella parte centrale e sono chiamate caldere risorgenti. Il rigonfiamento è provocato da duomi lavici che si formano appena sotto la superficie (cripto-duomi) per la risalita di nuovo magma.

Il sollevamento può evolvere e arrivare a una o più fasi eruttive, seguite da un ulteriore collasso. L'esempio tipico di questo particolare tipo di caldera è rappresentato dalla caldera di Valles, negli Stati Uniti.

I tempi che intercorrono fra i vari episodi di collasso sono dell'ordine di alcune centinaia di migliaia di anni. La caldera di Yellowstone, ad esempio, ha dato luogo a tre grosse eruzioni, e conseguenti assestamenti, intorno a 2, 1.3 e O.6 milioni di anni fa.

Le caldere risorgenti sono in genere interessate da attività vulcanica localizzata lungo le fratture ad anello che delimitano l'area ribassata oppure nella zona deformata dal rigonfiamento.

Un altro tipo di caldera è quello detto da frana. Numerosi strato-vulcani hanno i fianchi incisi da profonde depressioni a forma di anfiteatro, aperte all'estremità inferiore. Alla base del vulcano, in corrispondenza dell'apertura, si ritrovano depositi vulcanoclastici con struttura e morfologia caratteristiche. 

Queste depressioni si formano per il franamento di parte del vulcano, non sempre provocato o accompagnato da eruzioni. In ogni caso, la rimozione di parte dell'apparato vulcanico può avere grosse ripercussioni sulla sua attività successiva.

I vulcani italiani attivi sono quelli siciliani (Isole Eolie, Etna e Canale di Sicilia) e quelli campani (Vesuvio, Campi Flegrei e Ischia). I termini per stabilire se un vulcano inattivo deve essere considerato definitavamente spento o meno non sono molto precisi essendo i tempi di un vulcano, e in generale i tempi geologici, troppo lunghi per l'osservazione umana. Ritenere che un vulcano non tornerà in attività richiede una certa cautela, dal momento che si conoscono vulcani i cui periodi di riposo si sono protratti per molte centinaia di anni.

I cicli dell'attività recente cominciano con una grande esplosione che apre la strada alla risalita di magma. I prodotti di questa fase consistono in frammenti dell'apparato vulcanico e pezzi di lava delle eruzioni precedenti. Durante la fase esplosiva che segue l'apertura del cratere, vengono eruttate pomici e altri prodotti piroclastici. Il ciclo si chiude con l'emissione di limitati volumi lave molto viscose.

I magmi eruttati a Lipari sono molto ricchi in silice e la loro viscosità al momento dell'emissione delle lave doveva essere talmente alta da impedire la formazione di cristalli. Si sono formate in questo modo le colate di ossidiana, una roccia vulcanica vetrosa, nera e compatta, la cui importanza ha segnato la fortuna di molte popolazioni preistoriche che la utilizzavano per costruire una gran quantità di utensili e armi.

Le esplosioni sono di bassa energia e emettono brandelli di magma che in parte ricadono all'esterno del cratere nel punto dove questo è più basso, e scivolano lungo un dirupo chiamato la Sciara del Fuoco.

Lo Stromboli è ininterrottamente attivo da oltre 2000 anni. La sua attività viene suddivisa in 7 cicli, che corrispondono a emissioni di magmi con caratteristiche diverse. Nel corso del ciclo detto del Vancori si è costruita l'attuale cima, al cui interno si è impostata l'attività recente.

Il cratere attuale, detto La Fossa, contiene cinque bocche dalle quali avvengono esplosioni, emissioni gassose e saltuari efflussi di lave che scendono lungo la Sciara di Fuoco verso il mare.

L'isola di Vulcano è attualmente interessata solo da emissioni di gas. L'attività più antica che ha portato alla formazione dell'isola è culminata con una grossa eruzione esplosiva e la formazione di una caldera al cui interno si è costruito il cono più recente, La Fossa, alto 380 metri. La formazione di Vulcanello è iniziata intorno al secondo secolo a.C. e l'isolotto si è collegato a Vulcano intorno al 1550.

L'ultima fase eruttiva è avvenuta al cratere La Fossa tra il 1888 e il 1890. Forti esplosioni hanno lanciato in aria scorie, ceneri e pezzi del cono vulcanico anche di diverse tonnellate. Il nuovo magma è stato eruttato sotto forma di bombe che si sono raffreddate al suolo formando una superficie screpolata (bombe a crosta di pane).

I Campi Flegrei sono un campo vulcanico impostato in zona calderica . La caldera flegrea si trova a Nord-Ovest di Napoli e costituisce un sistema complesso, privo di un apparato centrale per l'assenza di un'unica via di risalita del magma.

L'attività vulcanica inizia nell'area intorno a 150000 anni fa e dopo12000 anni fa l'area collassò, formando la caldera. L'attività post-calderica ha formato numerosi coni isolati come il Gauro, Astroni e Monte Spina, i crateri del Senga, della Solfatara, di Averno e il duomo di Monte Olibano. 

L'ultima eruzione è avvenuta nel settembre del 1538. In pochi giorni si formò una montagnola alta circa 130 m che venne chiamata Monte Nuovo.

Il complesso vulcanico Somma-Vesuvio è formato da un apparato antico in parte demolito, il Somma, all'interno del quale si è costruito uno strato-vulcano più recente, il Vesuvio.

I prodotti più antichi di questo vulcano sono posteriori a 34000 anni fa. Le eruzioni del Vesuvio sono state sia di tipo esplosivo che effusivo. La più famosa è quella esplosiva che nel 79 d.C. distrusse Ercolano e Pompei.

Dalla fine del 1600 fino al 1944 il Vesuvio ha avuto cicli di attività intervallati da riposi durati al massimo sette anni. L'eruzione del 1944 è stata un'eruzione di tipo prevalentemente effusivo, non molto diversa da altre che l'hanno preceduta, ma è seguita da una stasi più lunga che perdura a tutt'oggi.

L'attività più antica, datata in superficie nei prodotti che affiorano nella zona Sud-orientale dell'isola, è avvenuta intorno a 150.000 anni fa e sembra appartenere ad un complesso vulcanico originariamente più ampio dell'isola attuale.

Successivamente, si susseguono eruzioni di duomi e colate di lava come quelle del Castello d'Ischia, Monte di Vezzi, Punta Imperatore e Monte Vico. Intorno a 55.000 anni fa avviene una grossa eruzione esplosiva i cui prodotti, il cosiddetto Tufo Verde, costituiscono l'attuale ossatura dell'isola.

I prodotti del Tufo Verde vengono poi sommersi dal mare e in parte ricoperti da sedimenti marini. La fase successiva consiste in un forte sollevamento della parte centrale dell'isola, con la formazione dell'attuale monte Epomeo.

Poco prima o poco dopo questo sollevamento, si colloca l'eruzione dei Tufi di Citara. L'attività prosegue con la formazione di una serie di centri eruttivi prevalentemente nell'area Sud-occidentale. L'ultima fase di attività che si concentra invece nel settore orientale di Ischia, nel cosiddetto graben d'Ischia, dove si formano una serie di crateri, duomi e colate di lava fra le quali Monte Rotaro, il Montagnone, il Porto d'Ischia, ecc.

A questa fase appartiene pure la colata di Zaro che si trova invece nella parte Nord-occidentale. L'ultima eruzione è avvenuta nel 1302 con l'emissione della colata dell'Arso. 

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