I VULCANI

I vulcani si formano quando il magma che risale dalle parti più interne della terra raggiunge la superficie terrestre e dà luogo a eruzioni.

Il magma consiste in roccia fusa con temperatura di 1000-1200°C e si forma nella parte di globo chiamata mantello che si trova sotto la crosta terrestre superficale.

Le porzioni di roccia fusa presenti nel mantello terrestre, essendo meno dense delle rocce solide circostanti, tendono a muoversi verso l'alto per galleggiamento.

Il magma può fermarsi prima di giungere in superficie, sia perché tende a raffreddarsi e a diventare più denso, sia perché le rocce che incontra verso l'alto sono via via meno dense. Le zone sotto la crosta terrestre in cui il magma si accumula sono chiamate camere magmatiche.

Dalla camera magmatica il magma può riprendere il suo movimento verso l'esterno se torna ad essere più leggero delle rocce solide circostanti. Questo è possibile quando il magma comincia a raffreddarsi.

Abbassando la temperatura di un magma, solidificano per primi dei cristalli ricchi in ferro (olivine) i quali, essendo più pesanti della parte ancora liquida, tendono a cadere verso il basso. In questo modo, il magma contenuto nelle zone più alte della camera magmatica torna ad essere più leggero delle rocce solide e può riprendere il suo movimento verso la superficie.

In superficie, il magma prende il nome di lava quando viene emesso attraverso eruzioni di tipo effusivo che formano colate simili a fiumi oppure il nome di prodotti piroclastici, quando viene frammentato e emesso attraverso eruzioni di tipo esplosivo.

I magmi possono avere una composizione chimica basica o acida. Quelli basici danno più frequentemente luogo a eruzioni effusive (eruzioni di lave basaltiche) mentre quelli acidi tendono a dare eruzioni esplosive (eruzioni di scorie, pomici e ceneri).

LA FORMA DEI VULCANI

La forma dei vulcani è determinata dall'accumulo dei prodotti eruttati e dalla rimozione dei prodotti delle eruzioni precedenti, nel caso di eventi molto violenti.

In base alla loro forma, i vulcani vengono chiamati:

- plateau basaltici (vaste strutture pianeggianti formate da voluminose colate di lava)

- vulcani monogenici (piccoli apparati formati dai prodotti di una singola eruzione)

- vulcani a scudo (apparati di dimensioni molto varie, con fianchi poco ripidi, formati da colate di lava)

- strato-vulcani (apparati di dimensioni varie, con fianchi ripidi, formati dalla successione di colate di lava e prodotti piroclastici)

- caldere (depressioni vulcaniche di forma circolare)

LA DISPOSIZIONE DEI VULCANI SULLA SUPERFICIE TERRESTRE

PLATEAU BASALTICI

Grandi quantità di magma raggiungono la superficie seguendo le fratture presenti nella crosta terrestre e formano flussi di lava che, nel corso di tempi anche molto lunghi, ricoprono vaste aree formando i plateau basaltici.

Questi flussi sono costituiti da magma molto fluido che percorre lunghe distanze anche su terreni poco inclinati. L'alimentazione avviene lungo fratture che si estendono per chilometri, la cui formazione è collegata a fenomeni di distensione crostale che precedono le fasi di separazione dei continenti.

Lungo la frattura si possono formare dei coni isolati dovuti all'accumulo dei prodotti di fontane laviche. L'allineamento di questi coni rivela l'andamento della frattura quando questa viene ricoperta da successive eruzioni. I plateau basaltici prodotti da prolungate emissioni di lave si estendono per migliaia di chilometri quadrati con spessori di migliaia di metri. Particolarmente rilevanti sono quelli del Deccan in India, del Paranà in Brasile ed Argentina, del Columbia River, negli Stati Uniti e quelli in via di formazione dell'Islanda e dell'Afar in Africa. I tempi necessari alla formazione di queste distese sconfinate di lava sono dell'ordine dei milioni di anni.

L'emissione in superficie di queste grandi quantità di magma basaltico appare legata alla presenza di pennacchi di calore che si formano nel mantello terrestre (mantle plumes). La concentrazione del calore in alcune zone interne del globo sembra essere favorita dalla presenza di ampie zolle continentali che impediscono la sua dispersione verso l'esterno. L'anomalia termica provoca la fusione di piccole porzioni del mantello e la formazione di magma che risale lungo un percorso relativamente stretto. Il magma tende a rallentare il movimento verso l'alto in prossimità della crosta, dove si accumula e forma ampie zone di materiale fuso. In corrispondenza dell'accumulo di magma si forma un inarcamento verso l'alto della crosta. La nuova conformazione provoca un assottigliamento della crosta terrestre che diminuisce la pressione sulla zona sottostante e favorisce ulteriori fusioni di materiale. In questo modo si producono enormi riserve di magmi basaltici che, attraverso fasi successive, possono venire a giorno con vaste eruzioni effusive (Chester, 1993).

I grandi flussi basaltici sono costituiti prevalentemente da lave con strutture pahoehoe. Dato il loro spessore, un completo raffreddamento può avvenire anche nell'arco di anni e questa situazione è la più favorevole allo sviluppo dei giunti colonnari. Nonostante le lave abbiano una superficie pahoehoe, raramente si trovano strutture da raffreddamento tipo tubi, come normalmente avviene nelle colate basaltiche emesse da vulcani centrali. Non è però esclusa la possibilità che sistemi di tubi e canali si formino durante il flusso e vengano successivamente distrutti da moti convettivi di calore e di materiale (Chester, 1993).

Al declinare dell'attività, il magma può raffreddarsi all'interno della frattura di alimentazione dando luogo a un dicco. Nei sistemi meno recenti, i processi erosivi hanno posto in evidenza sciami di dicchi che si intersecano e si interrompono con varie geometrie. La loro presenza può contribuire ad individuare le zone di alimentazione in antiche strutture erose. (I termini dicco (o filone) e filone strato (sill) sono comunemente usati anche per descrivere le digitazioni che si dipartono dalla periferia di ammassi plutonici e si intrudono nelle rocce confinanti. I dicchi sono discordanti rispetto agli strati delle rocce sedimentarie incassanti, mentre i filoni strato sono concordanti e hanno superfici sub-parallele ai piani di stratificazione delle rocce in cui si intrudono.)

VULCANI MONOGENICI

I vulcani monogenici sono strutture che si formano in seguito a un'unica eruzione. La loro forma e dimensione dipende dal grado di esplosività dell'eruzione e, quindi, dalla possibilità o meno che un magma abbia subito processi di differenziazione all'interno della camera magmatica o che abbia interagito con acqua esterna. Le forme degli apparati monogenici rispecchiano in qualche modo la genesi della struttura stessa e, in base a questa, prendono nomi diversi.

Si chiamano coni di scorie (cinder cone, scoria cone) o, più raramente, coni di pomici, gli apparati costituiti prevalentemente da scorie vulcaniche (o da pomici), con un rapporto fra altezza e diametro di base compreso fra 1/5 e 1/15 (Fig. 10-2). L'altezza può variare da 30 a 300 m. Questi apparati si formano da eruzioni di tipo stromboliano con fontane di lava, senza interazione con acqua esterna. I prodotti variano da basalti a andesiti basaltiche e, nei coni di pomici, da rioliti a daciti e trachiti (Williams e McBirney, 1979; Cas e Wright, 1987). La durata delle eruzioni varia 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 gioni (Cas e Wright, 1987). I coni di scorie sono strutture tipicamente monogeniche e si trovano spesso come forme isolate in vasti campi vulcanici basaltici. A volte possono formare coni parassiti di stratovulcani o riempire l'interno di altre strutture, come i maar o gli anelli di tufo. I coni di pomici sono più rari, ma presentano le stesse caratteristiche strutturali dei coni di scorie. La forma dei coni di scorie in pianta è quasi circolare o asimmetrica se il centro eruttivo si sposta lungo una frattura. I fianchi sono molto ripidi negli apparati giovani, oltre 30°, ma subiscono rapide degradazioni a causa del materiale incoerente che li costituisce. I franamenti si verificano anche nel corso dell'eruzione e i clasti più grossolani possono rotolare dai fianchi, sia all'esterno che dentro il cratere (Cas e Wright, 1987) (Fig. 10-3). La struttura del cono è stratificata e i clasti hanno dimensioni molto variabili, dalle bombe alla cenere, con poca o nessuna gradazione. Solo in depositi esterni al cono si possono trovare strati con clasti gradati per gravità. La differente granulometria dei vari strati riflette le variazioni nell'intensità dell'eruzione (Williams e McBirney, 1979). La stratificazione del cono può consistere anche nell'alternanza di livelli piroclastici sciolti e livelli di clasti agglutinati. L'accumulo di brandelli di materiale caldo (spatter) può dare origine a brevi flussi, simili a colate di lava. Questo avviene più facilmente nelle fasi finali dell'eruzione, quando il contenuto in gas va diminuendo e il materiale ricade al suolo dopo brevi tragitti in aria, insufficienti a raffreddarlo completamente (Cas e Wright, 1987) (Fig. 10-4). Il cono di tufo (tuff cone) è composto da materiale piroclastico consolidato con granulometria prevalentemente fine. La struttura presenta fianchi inclinati oltre i 25°, con un rapporto fra altezza e diametro dell'ordine di 1/10 (Fig. 10-5). Si ritiene che simili strutture si formino quando un magma basaltico interagisce con acqua di bassa profondità, marina o lacustre (Williams e McBirney, 1979). I coni di tufo sono meno frequenti dei coni di scorie, anche se spesso si trovano insieme nei grandi campi vulcanici basaltici. La presenza dell'uno o dell'altro tipo di vulcano è condizionata dalla situazione idro-geologica dell'area in cui si impostano. In Oregon (USA), ad esempio, i coni di tufo formati da eruzioni freato-magmatiche si trovano in una zona occupata in precedenza da un lago, mentre i coni di scorie sono all'esterno di questo bacino (Cas e Wright, 1987). 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 (ash cone) hanno le stesse caratteristiche dei coni di tufo, ma sono costituiti prevalentemente da cenere e prodotti non consolidati(Fig. 10-6). L'anello di tufo (tuff ring) è costituito da prodotti piroclastici consolidati, 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 (ash ring) sono costituiti da materiale 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 deposizione di prodotti nel lato sottovento (Ollier, 1974). 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. Molte di queste strutture si trovano in regioni pianeggianti, morfologicamente adatte a rappresentare il bacino di accumulo di acque (Ollier, 1974). I maar si formano, infatti, durante eruzioni esplosive in cui avviene l'interazione tra acqua e magma. Le eruzioni si svolgono probabilmente attraverso una serie di esplosioni, in quanto i bordi di molti maar risultano formati da numerosi strati con spessore centimetrico o poco più che decimetrico, che non possono formarsi da una sola violenta esplosione. La dimensione delle particelle che costituiscono il deposito è molto varia, ma con una predominanza di lapilli e ceneri con chimismo, nella maggior parte dei casi, di tipo basaltico (Ollier, 1974). 10.4 -

I CAMPI VULCANICI

Centinaia di apparati monogenici di varia forma e composizione si trovano in zone di collisione tra placche, dove formano estesi campi vulcanici. Fra i più famosi si ricordano 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. Questo vulcano in pochi giorni superò i 150 m di altezza e, dopo un anno, raggiunse 325 m, restando attivo fino al 1952. I campi vulcanici si sviluppano in un arco di tempo molto lungo (milioni di anni), con periodi di riposo dell'ordine di migliaia o decine di migliaia di anni. Ad esempio, nel vasto campo vulcanico Newer Volcanics in Australia, i centri più antichi sono datati intorno a 5 Ma e quelli più giovani tra 4000 e 6000 anni or sono (Cas e Wright, 1987). La Mexican Volcanic Belt è un arco vulcanico impostato su crosta continentale e consiste in un allineamento, con direzione Est-Ovest, di vulcani compositi, complessi riolitici e altre strutture più piccole. Inserito in questa catena, 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 (Hasenaka e Carmichael, 1984). 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 sono invece dotati di un condotto centrale, o di un sistema di alimentazione più complesso, attraverso il quale si ripetono le eruzioni. 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 (Hasenaka e Carmichael, 1984). 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 (Bloomfield, 1974). 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 calderiche. Quando la distribuzione degli apparati vulcanici segue delle linee arcuate, si ritiene che la loro posizione rispecchi in superficie l'andamento di fratture anulari prodotte dalla subsidenza. Molte evidenze lasciano però ipotizzare che, con il collasso calderico, non sempre si sviluppino fratture anulari e che, anche quando questo avviene, esse probabilmente non costituiscono linee di debolezza sufficientemente profonde da rappresentare la via di risalita dei magmi. In molti casi, l'attività post-calderica è più facilmente inquadrabile in situazioni di sollevamento, piuttosto che di subsidenza. Dall'analisi di 90 caldere quaternarie distribuite in diverse parti del mondo e della relativa attività post-calderica, risulta che 20 di esse hanno un apparato più o meno centrale, 39 presentano una serie di coni distribuiti in una fascia lineare che attraversa la caldera, 7 hanno un solo cono vicino o sul margine della struttura, 8 (oltre a cinque casi dubbi) hanno una distribuzione di coni lungo una linea arcuata parallela al margine calderico e 10 hanno coni senza alcun ordine apparente all'interno o anche all'esterno della depressione (Walker, 1984) (Figg. 10-7 e 10-8). La situazione più frequente è quella in cui i coni si distribuiscono in una zona lineare che rispecchia l'andamento regionale del campo di sforzi. In questi casi è evidente che la via di risalita del magma non è rappresentata da fratture anulari. L'abbondanza di apparati centrali e di quelli distribuiti casualmente all'interno della depressione, dimostra che spesso le condizioni che hanno determinato la formazione della caldera sono le stesse che controllano anche l'attività post-calderica. In alcuni casi, la distribuzione dei coni vulcanici segue una linea arcuata che può essere interpretata come l'evidenza di una frattura anulare ma, talvolta, la linea interseca la struttura calderica e i coni si trovano sia all'interno che all'esterno del blocco subsidente. Una simile disposizione è giustificabile con la presenza di un sistema di fratture con andamento conico (cone-sheet fractures), generate dalla pressione e dalla spinta verso l'alto del magma (Walker, 1984).

- I Campi Flegrei In Italia, un esempio di campo vulcanico impostato in zona calderica è rappresentato dai Campi Flegrei. La caldera flegrea si trova a N-O di Napoli e costituisce un sistema complesso, privo di un apparato centrale per l'assenza di una via privilegiata di risalita del magma (Fig. 10-9). L'attività vulcanica inizia nell'area intorno a 150000 anni fa, sull'isola d'Ischia e successivamente sull'isola di Procida, mentre nei Campi Flegrei veri e propri le prime manifestazioni sono avvenute probabilmente più tardi e in ambiente sottomarino. Una progressiva emersione è testimoniata dalla presenza di lave eruttate in ambiente subaereo, come quelle che costituiscono il monte su cui sorge l'acropoli greca di Cuma. Intorno a 34000 anni fa, in una gigantesca eruzione, forse la maggiore avvenuta in Italia nel Quaternario, vennero eruttati i prodotti dell'Ignimbrite Campana, il cui deposito ricopre tutta la Campania con spessori fino a oltre cento metri e si ritrova sui primi versanti dell'Appennino fino a quote di 600-800 metri. L'eruzione dell'Ignimbrite Campana è avvenuta, secondo Rosi et al. (1983) e Rosi e Sbrana (1987), lungo una frattura anulare che coincide con il bordo degli attuali Campi Flegrei. La rapida emissione di circa 80 km3 di magma, avrebbe causato il collasso del tetto della camera magmatica e la formazione della depressione calderica. Secondo Lirer et al. (1987), la frattura eruttiva abbracciava un'area più ampia, giungendo fino al golfo di Napoli, mentre per Scandone et al. (1991) aveva una direzione NE-SO e correva lateralmente rispetto ai Campi Flegrei. Differenti pareri considerano il deposito dell'Ignimbrite Campana prodotto da una sola eruzione localizzata nei Campi Flegrei o da più eventi e da diversi centri eruttivi. I prodotti successivi all'Ignimbrite Campana, formano una successione di tufi, con un'età compresa fra 21000 e 14000 anni, che si ritrovano nella città di Napoli e al bordo occidentale dei Campi Flegrei. Intorno ai 12000 anni fa un'altra grossa eruzione, o una serie di eruzioni, sconvolsero la zona e formarono il deposito del Tufo Giallo Napoletano. Dopo questa eruzione, la parte centrale dei Campi Flegrei collassò formando la caldera flegrea "sensu stricto" (Lirer et al., 1987). Il volume stimato per il Tufo Giallo è dell'ordine dei 20-50 km3 (Scarpati et al., 1992). L'attività post-calderica è testimoniata sul bordo della caldera dal cono di Tufo del Gauro, datato circa 10000 anni. Una grossa eruzione pliniana, detta delle Pomici Principali, avviene nell'area orientale dei Campi Flegrei intorno a 8000 anni fa. Probabilmente questa eruzione esplosiva è stata seguita dall'eruzione che ha costruito l'attuale isola di Nisida e forse anche da un'altra sul cui bordo craterico relitto si è formata successivamente la Solfatara. Dopo questi eventi, un paleosuolo indica una stasi di attività. Intorno a 6000 anni fa, la parte centrale dei Campi Flegrei comincia a sollevarsi. Il movimento del suolo è testimoniato a Pozzuoli da uno strato di sedimenti marini rialzato sopra il livello del mare di circa 40 metri. Questo fenomeno non è esclusivo dei Campi Flegrei: in numerose caldere si osserva, dopo la grande eruzione che produce il collasso del tetto della camera magmatica, un rigonfiamento della parte centrale della caldera che viene ricollegato alla risalita verso livelli più superficiali del magma non ancora eruttato. Una situazione di questo genere (definita "resurgent dome") si osserva attualmente nella caldera di Long Valley in California e in quella di Yellowstone nel Wyoming. Fra 4500 e 3500 anni fa, nei Campi Flegrei l'attività eruttiva ritorna intensa. Si collocano in questa fase le eruzioni di Astroni e di Monte Spina. Sembra anche probabile che nello stesso luogo si siano succedute eruzioni di stile diverso, come nel caso di Astroni, dove la formazione di un duomo lavico è seguita da una fase esplosiva, senza variazione nella composizione chimica dei prodotti. Il cratere del Senga mostrava tre distinti recinti vulcanici, a testimonianza di diversi eventi esplosivi succedutisi nello stesso punto. Anche il cratere della Solfatara e il duomo di Monte Olibano sono collegati a un solo sistema di alimentazione e la formazione di un duomo lavico precede l'eruzione esplosiva di Monte Spina. Le ultime eruzioni di questa fase sono quelle di Senga e di Averno. Quest'ultima avviene all'interno di un cratere più vecchio, chiamato Archiaverno. Ancora non si hanno datazioni sicure dei vulcani che si trovano sulla direttrice che va da Capo Miseno all'Averno, ma nuovi dati archeologici indicano che almeno uno di questi (Fondi di Baia) si è formato in epoca recente, in quanto i suoi prodotti ricoprono un insediamento dell'età del bronzo. Per buona parte di queste eruzioni ci sono prove di interazione con acqua non magmatica. E' difficile dire se l'acqua con cui il magma ha interagito derivasse da falde acquifere sotterranee o se, almeno parte, l'area non si trovasse in ambiente di mare basso o lacustre. Va ricordato, ad esempio, che tutta la zona di Agnano, fino all'inizio del secolo, era un lago. Le fasi finali dell'eruzione di Astroni consistono in una colata lavica, probabilmente perchè era venuta a cessare l'interazione con l'acqua o per esaurimento della falda, o perchè il recinto vulcanico appena costruito impediva all'acqua del lago circostante di giungere a contatto con il magma. La maggioranza degli apparati vulcanici identificati a mare (banchi di Penta Palummo, banco di Nisida, banco di Miseno) sembrano derivare da un'attività più antica. Dopo questa fase di attività, segue un lungo riposo e il suolo, nella parte centrale dei Campi Flegrei, si abbassa lentamente (Figg. 10-10 e 10-11). In epoca romana, la continua subsidenza costrinse a incessanti lavori di riparazione e bonifica della via Erculea che correva davanti al lago Lucrino. Gli edifici romani che si trovavano lungo la costa furono lentamente sommersi e, intorno al IX secolo d.C., la città di Pozzuoli giaceva sommersa sotto un braccio d'acqua. Questo fenomeno, cui venne dato il nome di bradisismo (lento movimento del suolo), è probabilmente legato al progressivo riaggiustamento del sottosuolo dopo l'emissione dei grandi volumi di magma che era avvenuta nelle eruzioni precedenti. Intorno al 1502 gli abitanti di Pozzuoli notarono che si andavano formando nuovi lembi di spiaggia. Nel 1536 si cominciarono ad avvertire dei terremoti nella città che divennero continui e violenti nell'ultima settimana del settembre 1538. Il 27 e 28 settembre il mare parve ritirarsi dal villaggio Tripergole, in prossimità del lago d'Averno. All'una di notte del 29 settembre, vicino al mare si formò un rigonfiamento dal quale fuoriusciva acqua fredda. Rapidamente quest'acqua si trasformò in una nube di vapore mista a fango che si innalzava nel cielo formando una caratteristica colonna a fungo. In pochi giorni l'eruzione costruì una montagnola alta circa 130 m che venne chiamata, con scarsa immaginazione, Monte Nuovo e che rappresenta l'ultimo evento eruttivo dei Campi Flegrei.

10-4 I VULCANI A SCUDO

Quando il magma segue una via preferenziale di risalita (il condotto) si forma un apparato centrale. Questo viene definito vulcano a scudo se ha fianchi con pendii poco inclinati (in generale fra 2° e 10°, raramente più di 15°) ed è il risultato di attività prevalentemente effusiva. Il nome deriva dal fatto che i vulcani a scudo hanno una forma grossolanamente rotonda, presentano spesso un conetto sommitale e coni laterali che li fanno somigliare a scudi borchiati di antichi guerrieri (MacDonald, 1972) (Figg. 10-12 e 10-13). Le dimensioni di un vulcano a scudo possono variare di molto. La struttura può ingrandirsi per l'accumulo di lave emesse alla sommità o lungo i fianchi e per iniezioni interne di magma. Singole eruzioni formano in genere piccoli apparati, ma anche quelli molto grandi possono derivare da una sola eruzione molto prolungata nel tempo. I vulcani più estesi sono formati dalla sovrapposizione di numerose colate di lave basaltiche. In alcuni casi i basalti sono di tipo alcalino, come nell'Africa centrale, in altri di tipo tholeiitico, come nei bacini oceanici (Williams e McBirney, 1979). Si possono distinguere tre tipi di vulcani a scudo: il tipo islandese, quello hawaiiano e quello delle Galàpagos. I vulcani a scudo islandesi sono poco grandi e caratterizzati dall'effusione da una bocca sommitale di lave molto fluide. L'altezza varia da 50 a 1000 m, l'inclinazione dei fianchi da 1° a 5° e solo eccezionalmente raggiunge i 10°. E' probabile che le eruzioni siano iniziate lungo fessure e che, successivamente, si siano localizzate in alcuni punti fino a formare una struttura centrale. Il cratere è approssimativamente circolare, con diametro inferiore al km e con alti bordi formati dall'accumulo di prodotti emessi da fontane di lava o dallo straripamento del fuso ristagnante all'interno. Spesso la parte sommitale è costituita da un cono di scorie. Sono rare sia le fratturazioni radiali che quelle concentriche al cratere e mancano quasi sempre i coni parassiti sui fianchi (Williams e McBirney, 1979). In Islanda si trovano anche vulcani a scudo di grandi dimensioni, ma quelli piccoli sono i più numerosi. Apparati di tipo islandese sono presenti anche in molte zone del Cascade Range nel Nord-Est della California, in Nuova Zelanda e a Honolulu nelle Hawaii. La loro composizione è in genere basaltica, ma alcuni hanno lave andesitiche. La presenza di un cono di scorie sommitale può significare che le fasi eruttive finali abbiano un carattere esplosivo. In realtà, il cono di scorie visibile rappresenta spesso solo la parte sommitale di un apparato più grande, costruito durante le prime fasi eruttive e parzialmente sepolto dai prodotti successivi (MacDonald, 1972). I vulcani a scudo di tipo hawaiiano sono imponenti edifici che superano quasi sempre i 2000 m di altezza s.l.m. Il Mauna Kea è il più alto e raggiunge 4.180 m s.l.m., mentre il Mauna Loa, 3.650 m s.l.m., si innalza dal fondo dell'oceano per circa 8000 m, ha la base con un diametro di circa 200 km e un volume stimato in 40.000 km3 (Fig. 10-14) . La caratteristica dei vulcani a scudo di tipo hawaiiano consiste nell'essere formati da tre unità litologiche sovrapposte. Quella inferiore è la più abbondante ed è composta da lave basaltiche a cuscino (pillow), risultato di attività sottomarina a grande profondità. In quella intermedia si trovano ialoclastiti derivanti da fasi eruttive avvenute in acqua poco profonda e dall'entrata in acqua di lave subaeree. La terza parte è quella visibile dello scudo e consiste in estese e sottili colate di lava subaeree. Le lave sono generalmente di tipo pahoehoe in prossimità della bocca eruttiva e si trasformano spesso in aa con la distanza. Il profilo di un vulcano hawaiiano nello stadio maturo si sviluppa con una forma leggermente convessa nella parte alta, una pendenza uniforme nella parte centrale e una linea debolmente concava nella parte vicino al mare (Williams e McBirney, 1979). I fianchi dei vulcani a scudo sono poco inclinati sia per il fatto che molto materiale viene eruttato da bocche laterali, sia perché la parte superiore dello scudo è soggetta a frequenti fenomeni di collasso. Sulla cima di un vulcano a scudo è infatti spesso presente un'area circolare collassata (caldera) che si forma come conseguenza del drenaggio del magma attraverso le fratture laterali. All'interno della caldera può formarsi un lago di lava, dove ristagna il magma che raggiunge la superficie e non riesce a traboccare all'esterno. Il ristagno crea una sottile crosta di roccia solida che impedisce l'eccessiva perdita di calore e un lago di lava, anche non alimentato, può restare caldo per lungo tempo. Famoso è il lago di lava del Kilauea, nell'isola di Hawaii, che è stato interessato da ripetute eruzioni avvenute a distanza di pochi anni. La forma dei vulcani a scudo hawaiiani è controllata dalla presenza di fessure (rift zones) che costituiscono i canali di fuoriuscita del magma (Fig. 10-15). In genere queste fessure si irradiano dalla sommità del vulcano in tre direzioni, a 120° una dall'altra, e due di questi rami risultano più sviluppati del terzo. Le zone fratturate più ampie (circa un paio di km) presentano in superficie innumerevoli fenditure e allineamenti di coni di scorie più o meno integri (Fig. 10-16). La forma in pianta dei vulcani hawaiiani è una diretta conseguenza dello sviluppo e della posizione delle zone di frattura: quando queste sono poco sviluppate, con un andamento più o meno regolare in senso radiale, le eruzioni avvengono in tutte le direzioni e lo sviluppo in pianta dell'edificio è quasi circolare. Quando le fenditure sono lunghe e accentuate, le eruzioni si concentrano nel settore di frattura, il vulcano si accresce in queste zone e assume una forma lobata, come di una stella a tre punte (MacDonald, 1972). I vulcani a scudo tipo Galàpagos consistono in grandi apparati, forse inizialmente formati da eruzioni sommitali, come quelli di tipo islandese, e poi accresciuti irregolarmente da flussi di lave emessi da innumerevoli fratture. Le isole a occidente dell'arcipelago delle Galàpagos sono formate da cinque vulcani a scudo coalescenti che formano l'isola Isabela e da un enorme scudo (una base di 25 x 35 km e un'altezza di 1.5OO m) che forma l'isola Fernandina. I fianchi dei vulcani delle Galàpagos sono inclinati di circa 20°, anche se la parte centrale dei due più grandi e più attivi ha angoli di pendenza da 15° a 35°. Le fessure presenti su questi vulcani hanno andamento circolare e sono spesso segnate da allineamenti di piccoli coni di scorie o da accumuli di lava (spatter). Da queste fessure e da quelle che tagliano il vulcano con andamento radiale, fuoriescono enormi quantità di lava che scorrono fino al mare. La combinazione di fessure radiali e concentriche e il profilo tortuoso dell'edificio sono le caratteristiche più vistose dei vulcani a scudo delle Galàpagos (Williams e McBirney, 1979).

GLI STRATO-VULCANI, O VULCANI COMPOSTI (O COMPOSITI)

Vengono chiamati strato-vulcani gli edifici vulcanici formati da strati di prodotti sovrapposti che derivano da alternate fasi di attività effusive ed esplosive. I magmi eruttati sono relativamente più viscosi di quelli che formano i vulcani a scudo. I fianchi degli apparati hanno pendii molto ripidi e non è raro individuare i resti di precedenti cinte crateriche parzialmente distrutte dalle fasi esplosive più intense (Fig. 10-17). Le dimensioni sono spesso rilevanti, ma inferiori a quelle dei vulcani a scudo. Numerosi vulcani compositi si trovano all'interno di zolle litosferiche o nelle zone di collisione. In Italia i migliori esempi sono rappresentati dall'Etna (3210 m s.l.m. e una base di 40 km) (Fig. 10-18) e dal Vesuvio, mentre tra i più grandi del mondo vi è il Fujiyama, 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. (Fig. 10-19) Questi vulcani si accrescono per la sovrapposizione di prodotti emessi prevalentemente da un cratere centrale, anche se i loro fianchi sono a volte segnati da conetti eruttivi formati da eruzioni laterali. I coni laterali, detti parassiti o avventizi, 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 per la pressione idrostatica esercitata da una colonna magmatica molto allungata. In queste condizioni, la pressione nella parte inferiore del condotto può essere così alta da provocare la fratturazione delle pareti e l'iniezione laterale del magma. La distribuzione dei coni laterali rispecchia in superficie linee di debolezza strutturale del basamento, ma può anche distribuirsi lungo fratture che formano cerchi concentrici o, più frequentemente, lungo fasce radiali (Williams e McBirney, 1979). La forma dei vulcani compositi è simile a un cono quando le eruzioni avvengono da un condotto centrale più o meno cilindrico (Fig. 10-20). Se il condotto è costituito da una fessura come, ad esempio, in Islanda (Hekla) o se il punto di emissione migra lungo una frattura, l'apparato vulcanico assume una forma allungata. Se il condotto principale si sposta in maniera irregolare al crescere dell'edificio, anche la forma del vulcano diventa irregolare, come nel caso dell'Etna. Quando un vulcano composito ha la parte basale sommersa dal mare, questa risulta ricca di materiali vulcanoclastici e sedimentari, spesso intersecati da sill intrusivi (Williams e Mc Birney, 1979). A volte, nel cratere centrale si accumula una massa di magma estremamente viscoso che ostruisce il condotto e ostacola l'eruzione di altro magma. La formazione di un "tappo" di lava provoca l'aumento di pressione interna e può essere la causa di una successiva eruzione esplosiva. Le fasi esplosive tendono a distruggere la parte sommitale del vulcano e ad allargare il condotto, formando strutture dette crateri di esplosione che ripristinano le condizioni favorevoli per una attività di tipo effusivo. (Fig. 10-21)

10.6 I DUOMI

I duomi sono forme vulcaniche costituite da lave altamente viscose emesse all'interno di una caldera o di un cratere, sia in posizione centrale che laterale. Alcuni duomi, chiamati plug domes o beloniti, sono formati dalla spinta verso l'esterno di lava parzialmente o completamente solidificata nel condotto (Fig. 10-22). Più frequente è la formazione di duomi per vere e proprie fuoriuscite 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 la struttura in più punti. Le lave che formano i duomi sono di composizione acida, generalmente riolitico-riodacitico o dacitico-andesitico. Si suppone che un magma di questo tipo derivi da processi di differenziazione che avvengono all'interno della camera magmatica. La formazione di un duomo rappresenta spesso la fase finale di un'eruzione durante la quale vengono emessi prodotti progressivamente più acidi, ma si conoscono anche casi in cui la formazione di duomi viscosi precede un'eruzione esplosiva (ad esempio, le eruzioni del St. Helens del maggio 1980 e del Pinatubo nel 1991). In genere, si tende a distinguere due tipi di duomi: - endogeno, quando si forma all'interno del condotto. Un flusso di lava molto viscosa può risalire così lentamente nel condotto da raffreddarsi nelle zone più esterne. Se l'alimentazione non si interrompe, la spinta del materiale caldo rompe la crosta solida. La continua frantumazione delle parti solidificate forma un accumulo di brecce che presentano un passaggio sfumato con il corpo di lava massiva (Fig. 10-23). Le brecce sono composte da blocchi spigolosi, che rotolano dal fianchi del duomo e si depositano intorno alla base, accrescendosi fino a dare una forma conica alla struttura, originariamente pressocché cilindrica o comunque con fianchi molto ripidi. Il deposito di brecce è quasi sempre privo di strutture, anche se talvolta può presentare stratificazioni con livelli di elementi più grossolani alternati ad altri più fini o a livelli di ceneri derivanti da occasionali esplosioni (Mac Donald, 1972) (Fig. 10-24). - esogeno, quando la lava fuoriesce dal condotto ma, essendo troppo viscosa, non dà luogo ad una colata e si accumula nelle vicinanze del punto di emissione. In questo caso la parte apicale del domo presenta una forma un po' depressa. Morfologicamente, i duomi esogeni presentano fianchi molto ripidi e sezione circolare o leggermente ovale con la superficie superiore piatta o concava. La forma è condizionata dalla possibilità di espansione laterale della lava e questo dipende dalla viscosità della colata e dalla pendenza del terreno. Se la posizione è sul fianco di un cono principale o, comunque su di un terreno non piatto, l'estrusione tenderà ad essere assimmetrica nel senso della pendenza, dando luogo anche a piccoli flussi di lava (Fig. 10-25). Alcuni duomi presentano una struttura interna che consiste in una serie di strati concentrici formati dalla differente reologia delle varie porzioni di lava. Queste forme vengono dette a struttura "cipollare". Più spesso non presentano strutture, se si esclude il graduale passaggio dalla parte brecciata alla parte massiva, o lo sviluppo di fratture e la formazione di strati a scorrimento differenziato con geometria a ventaglio divergente dal punto di emissione. Quando una lava solidifica all'interno del condotto, può chiudere completamente la via di uscita per i gas. L'accumulo di pressione può spingere all'esterno il tappo di lava e formare una protusione solida (che prende il nome di spina, pitone, neck). I gas possono crearsi una via d'uscita alla base della spina, provocando anche la formazione di correnti piroclastiche (Fig. 10-26). Tra le strutture tipo spina più famose vi sono quella estrusa nel 1902, all'inizio del mese di luglio, sulla cima del duomo in formazione a Pelée (Martinica) e quella molto più grande formatasi successivamente durante la stessa eruzione. Durante le prime fasi di crescita, le spine presentano una forma angolare in sezione trasversale, ma tendono a diventare sempre più rotondeggianti con il passare del tempo. Molte spine, come quella di Pelée, hanno un lato verticale e uno curvo, lisciato e striato dal passaggio attraverso il carapace solido del duomo (Fig. 10-27). La grande spina di Pelée, come quasi ogni altra, ebbe vita breve e si distrusse nel settembre del 1903. Il crollo di una spina (o di un duomo) è in gran parte favorito dalle esplosioni che si producono alla sua base. Le superfici di separazione tra la spina e la crosta del duomo (o tra il duomo e le rocce circostanti) sono linee di discontinuità attraverso le quali i gas magmatici possono liberarsi. Le esplosioni alla base dei duomi di Chaos Crags (Lassen Peak, California) produssero, tra 300 e 600 anni fa, il collasso di parte dei duomi e una valanga di rocce (Chaos Jumbles) che percorse oltre cinque km nella valle (Fig. 10-28). Le dimensioni di un duomo possono essere molto variabili. Tra i duomi più grandi si ricordano quello sul Lassen Peak in California (600 m di altezza e un paio di km il diametro basale). Tra i più recenti vi sono quello formatosi nel 1866 all'interno della caldera di Santorini, quelli di Pelée del 1902 e 1929, quello cresciuto all'interno del cono del St. Helens squarciato dall'eruzione del 1980 e del Bezimianny in Kamchatka nel 1956.

10.7 LE CALDERE

Nel corso di violente eruzioni, enormi volumi di materiale vengono emessi da serbatoi magmatici relativamente superficiali. La fuoriuscita del magma determina una diminuzione di pressione all'interno della camera magmatica e le rocce incassanti possono diventare instabili. Quanto più rapida e abbondante è l'emissione di magma, tanto più veloce è la diminuzione della pressione interna e più probabile il cedimento del tetto della camera magmatica. Le eruzioni in cui il magma viene emesso rapidamente e in grandi quantità sono quelle di tipo esplosivo e sono quindi queste a determinare in profondità il cedimento che si propaga fino alla superficie, dove crea estese depressioni che prendono il nome di caldere.

10.7.1 - Il termine "caldera" Le caldere sono strutture vulcaniche, la cui genesi provoca da tempo animate discussioni tra i vulcanologi. In lingua portoghese la parola significa "caldaia" e veniva usata dagli abitanti delle Canarie per identificare tutte le depressioni naturali di forma circolare. Introdotto per la prima volta nella letteratura geologica da Leopold Von Buch più di un secolo fa, il termine ha subito più vicissitudini di ogni altra voce del vocabolario vulcanologico e le differenti interpretazioni hanno creato equivoci per lungo tempo. Un punto fermo è stato posto da Hans Reck (Williams, 1941) il quale ha stabilito i criteri fondamentali sulla interpretazione del termine caldera: 1) tutte le caldere sono connesse all'attività vulcanica; 2) le caldere sono caratterizzate da una struttura circolare, sebbene in molte di esse vi siano linee tettoniche di debolezza che ne modificano la simmetria; 3) le caldere differiscono dai crateri non soltanto nelle dimensioni, ma anche per il fatto che i crateri sono connessi ai condotti e le caldere al tetto del serbatoio magmatico; 4) la differenza genetica fondamentale tra un cratere e una caldera consiste nel fatto che il cratere è sempre un condotto di eruzione, mentre una caldera non lo è mai; 5) le caldere sono il risultato dei cambiamenti di stato o di volume nel serbatoio sottostante; 6) il cratere è l'apertura attraverso cui i prodotti vengono emessi per costruire coni, cupole, ecc., cioè forme vulcaniche positive. La caldera è invece un'area di collasso sopra una camera di magma parzialmente svuotata ed è una forma negativa; 7) il cratere è tipico del periodo attivo di crescita di un vulcano, la caldera è invece un segno di decadenza. In base a questi criteri si è potuto stabilire che le caldere sono 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.

10.7.2 - Le origini del concetto di calderaUna delle prime intuizioni sulla genesi delle caldere si deve a due studiosi, Scipione Breislak e Antonio Winspeare, i quali nella descrizione dell'eruzione del Vesuvio del 15 giugno 1794 riportano alcuni osservazioni sulla forma del cono che introducono il dibattito che si svolgerà nei successivi due secoli. "Però nella mattina del 18 vi fu un breve periodo di tempo, in cui diminuita alquanto la cenere, e rischiarata l'aria, si presentò il Vesuvio abbassato dalla sua primitiva altezza, e viddesi crollata la parte superiore del cono. E' dunque molto probabile che i terremoti accaduti ne' giorni 16, e 17 siano stati prodotti dal successivo distacco delle parti del cono superiore. Si potrebbe muovere il dubbio, se le porzioni cadute della montagna siano piombate dentro d'essa, oppure se sollevate dalla forza delle esplosioni siano state lanciate fuori del cono. Siccome però nelle di lui vicinanze non si veggono colline di nuova formazione, ne è punto alterato l'aspetto del dorso della montagna, sembra più probabile la prima opinione. (...) Pare, che l'immenso vuoto formato nel monte, dopo esserne sortiti due vasti torrenti di lave, abbia infievolita talmente la volta, sù di cui si poggiava l'estremità del cono rovescio, ossia del cratere, che questi dovette crollare. Il vulcanologo francese F. Fouqué, nel 1879 ripropose il concetto di caldera esattamente negli stessi termini. Egli identificò un deposito di "tufi pomicei" che ricopriva buona parte dell'isola di Santorini nell'Egeo ed attribuì a questa eruzione la formazione della caldera che costituisce l'attuale baia. I due possibili meccanismi ipotizzati da Fouqué per spiegare l'origine della baia di Santorini furono quelli di una gigantesca esplosione che avesse decapitato e escavato l'originario vulcano oppure il crollo del vulcano causato dal cedimento di una cavità sotterranea in seguito al drenaggio del magma durante l'eruzione. Egli ritenne più probabile questo secondo caso, in quanto il volume di materiale proveniente dall'antico vulcano, ritrovato insieme ai prodotti eruttati, non era in quantità tale da bilanciare neppure sommariamente il volume mancante. Uno studio dei vulcanologi americani Heiken e McCoy (1984) del laboratorio di Los Alamos, USA, ha confermato in buona parte le intuizioni di Fouqué (Fig. 10-29). Le idee sulle caldere trovarono una immediata e spettacolare conferma quattro anni dopo la pubblicazione del lavoro di Fouqué. Nel maggio del 1883, un'isola vulcanica situata ad ovest di Giava, il Krakatau, ritornava in attività. Dopo alcuni mesi di debole attività, il 26 agosto del 1883 il vulcano entrava nella storia della vulcanologia con una spettacolare eruzione che causò oltre 30000 vittime in tutte le isole circostanti. L'eruzione iniziò con la formazione di una colonna alta circa 50 km, densa di ceneri, pomici e gas. Questa non era altro che la fase iniziale della grande tragedia che doveva compiersi il giorno dopo. Il 27, quattro gigantesche esplosioni segnarono l'emissione di violenti flussi di materiale piroclastico. Grandi onde di maremoto accompagnarono queste esplosioni e sommersero sotto un'onda alta circa trenta metri tutte le coste dello stretto di Sunda fra Giava e Sumatra. Una nave a vapore fu trascinata per circa due chilometri e mezzo all'interno dell'isola di Sumatra. Le esplosioni del vulcano furono udite a migliaia di chilometri di distanza. Un volume di circa 12 km3 di magma fu emesso durante l'eruzione e le particelle di cenere rimasero nell'atmosfera per mesi, provocando spettacolari effetti di luce visibili in tutto il mondo durante il tramonto. Dell'originario vulcano rimase solo un frammento del bordo esterno e, dove prima c'era l'isola, si trovava un nuovo tratto di mare profondo 100-200 m. Un ingegnere minerario olandese, R.D.M. Verbeek, fu il primo ricercatore a studiare in dettaglio l'eruzione. Analizzando la scomparsa dell'isola egli disse:"La parte del Krakatau scomparsa deve essere o scaraventata nell'aria dall'esplosione o collassata. Devo ammettere che considero quest'ultima possibilità quella più plausibile. In primo luogo, solo raramente si ritrovano pezzi di basalto fra i materiali deposti ad Ovest del Krakatau; si possono trovare solo frammenti vetrosi di andesite, sebbene molto rari. Se il picco fosse stato gettato in aria con un'esplosione, indubitabilmente si dovrebbero ritrovare grandi quantità di basalti in quanto l'isola era fatta di tale materiale. Inoltre è abbastanza improbabile che un'area quasi esattamente circolare di 3400 metri di raggio, di più di 36 km2, sia esplosa in aria." Come si vede, le argomentazioni per spiegare la formazione della caldera sono simili a quelle proposte da Fouqué nella sua memoria del 1879. Tuttavia, questa spiegazione non fu giudicata soddisfacente da altri vulcanologi, fra i quali l'inglese Judd, membro della commissione di studio sul Krakatau della Royal Society di Londra. Gli atti di questa commissione, pubblicati nel 1888, suggerivano che la caldera del Krakatau si fosse formata per la decapitazione del vulcano in seguito a violente esplosioni provocate dall'interazione fra il magma e l'acqua marina. Nel 1941 Williams ipotizzò che la causa principale della formazione delle caldere fosse la rimozione del sostegno magmatico e il conseguente collasso del tetto della camera magmatica (Fig. 10-30). Il dibattito sui meccanismi di formazione delle caldere è continuato su queste basi anche in anni più recenti. L'ipotesi di formazione per collasso ha lentamente guadagnato i maggiori consensi, anche se vi sono ancora ricercatori che ritengono possibile l'origine da esplosione (si veda ad esempio il dibattito di Yokoyama e De La Cruz, 1992).

10.8 LE CALDERE DA FRANA (AVALANCHES CALDERAS) (a cura di Alessandro Stefanelli) Tra gli elementi che formano il rilievo terrestre, i vulcani sono strutture che possono avere un'evoluzione morfologica estremamente rapida rispetto alla scala dei tempi geologici. In passato questa rapidità di mutamento veniva attribuita prevalentemente alla dinamica eruttiva mentre, in tempi più recenti, ci si è resi conto che alcune forme vulcaniche potevano essere considerate il risultato di fenomeni connessi con l'azione della gravità. La possibilità che si formi una caldera da valanga è particolarmente legata alla natura dei prodotti che costituiscono l'edificio vulcanico e alla formazione di depositi più o meno stabili. L'effetto della gravità è, inoltre, tanto più rilevante quando la via di risalita del magma rimane costante nel corso di molte eruzioni e forma un alto vulcano con pendii scoscesi. Studi in gran parte posteriori all'eruzione del St. Helens del 1980 (Voight et al., 1981; Siebert, 1984), hanno messo in evidenza su numerosi strato-vulcani la presenza di depressioni a forma di anfiteatro, aperte all'estremità inferiore, che interessano profondamente la parte centrale del vulcano. Alla base del vulcano, in corrispondenza dell'apertura, si ritrovano depositi vulcanoclastici con struttura e morfologia caratteristiche. Queste depressioni vengono chiamate caldere o crateri da valanga (avalanche calderas o avalanche craters) mettendo così in evidenza il processo mediante il quale sono generate . Le eruzioni associate alla formazione di avalanche calderas sono in molti casi esplosioni laterali direzionali (lateral blasts). Queste consistono in esplosioni vulcaniche con direzione orizzontale, o inclinate di un piccolo angolo con l'orizzontale, che interessano un settore non più ampio di 180° del vulcano. Nell'area dell'esplosione la devastazione è completa e indipendente dal rilievo. Una esplosione laterale smuove una grossa massa di detrito (volcanic dry avalanche o volcanic debris avalanche) che scende ad elevata velocità (anche oltre i 100 km/ora) per i fianchi del vulcano e si espande alla base per notevoli distanze (Ui, 1983; Siebert, 1984). L'eruzione del maggio 1980 al St. Helens ha mostrato come gli edifici vulcanici con forme ad anfiteatro, accompagnate da depositi detritici e piroclastici, siano la conseguenza del franamento di una porzione del cono vulcanico e di esplosioni laterali direzionali (Voight et al., 1981).