Scienze della Terra per le superiori/I fenomeni endogeni: Vulcani e Plutoni

Indice del libro

Il Sistema Terra

I componenti del sistema Terra Scienze della Terra per le superiori/I componenti del sistema Terra
Forma e dimensioni Scienze della Terra per le superiori/Forma e dimensioni
Orientamento sulla superficie terrestre Scienze della Terra per le superiori/Orientamento sulla superficie terrestre
Rappresentazione della superficie terrestre Scienze della Terra per le superiori/Rappresentazione della superficie terrestre

Il Sistema Solare

L'atmosfera

Gli strati atmosferici Scienze della Terra per le superiori/Gli strati atmosferici
La troposfera Scienze della Terra per le superiori/La troposfera
Bilancio termico ed effetto serra Scienze della Terra per le superiori/Bilancio termico ed effetto serra
L'inquinamento atmosferico Scienze della Terra per le superiori/L'inquinamento atmosferico
Pressione atmosferica, venti e circolazione generale Scienze della Terra per le superiori/Pressione atmosferica, venti e circolazione generale
Umidità, nuvole e precipitazioni Scienze della Terra per le superiori/Umidità, nuvole e precipitazioni
La degradazione meteorica delle rocce Scienze della Terra per le superiori/La degradazione meteorica delle rocce
Le perturbazioni atmosferiche Scienze della Terra per le superiori/Le perturbazioni atmosferiche
Le previsioni del tempo Scienze della Terra per le superiori/Le previsioni del tempo

L'idrosfera

La litosfera

Il modellamento esogeno

Il modellamento endogeno

Storia della Terra Scienze della Terra per le superiori/Storia della Terra
CLIL

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I vulcani rappresentano una delle più cospicue manifestazioni delle forze endogene che agiscono entro la crosta terrestre e la sottopongono a continua trasformazione. Si tratta di strutture geologiche determinate dall'azione del vulcanesimo (o vulcanismo). Con questo termine si intende l'emissione sulla superficie terrestre, attraverso condotti e fenditure, di fluidi (lave), solidi (materiali piroclastici) derivanti da masse di roccia fusa (magmi) presenti entro la crosta terrestre (litosfera), e infine di gas e vapori vulcanici provenienti sia dal degassamento del magma stesso durante la risalita, sia dalle falde acquifere attraversate e surriscaldate dai magmi. I magmi raffreddati in superficie, a contatto con l'atmosfera o l'idrosfera terrestre e privati della maggior parte dei fluidi originari per degassamento, danno origine alle rocce magmatiche effusive. L'attività vulcanica è stata ed è ancora attualmente il principale processo attraverso il quale viene formata di continuo nuova crosta terrestre. Le emissioni vulcaniche hanno anche, nel corso del tempo, determinato modificazioni significative nella composizione dell'atmosfera terrestre e dell'idrosfera terrestre, soprattutto nelle prime fasi della loro formazione, e continuano ad avere un'influenza significativa sul clima sia a scala locale che globale.
Non sempre i magmi prodotti entro il mantello o la litosfera terrestre riescono a raggiungere la superficie: spesso solidificano in profondità formando corpi magmatici intrusivi di varia forma ed estensione, denominati plutoni. I magmi raffreddati e solidificati in profondità danno origine alle rocce magmatiche intrusive.
L'attività vulcanica e plutonica con le sue caratteristiche di distribuzione, fenomenologia e composizione, si inquadra in un modello globale fornito dalla teoria della tettonica delle placche che permette di spiegare in maniera soddisfacente (anche se ancora non esaustiva) i fenomeni geodinamici connessi alle forze endogene, cioè i processi con cui queste forze si manifestano e modellano la crosta terrestre.

La struttura dei vulcani

Schema strutturale di un vulcano

Un vulcano consiste di tre elementi principali:

Camera magmatica (o bacino magmatico), posta entro la litosfera a profondità variabile da alcuni chilometri ad alcune decine di chilometri, in cui si raccoglie il magma in risalita. Può esservi più di una camera magmatica, anche a profondità diverse.
Condotto vulcanico (o camino vulcanico), che permette la comunicazione tra la camera magmatica e la superficie terrestre. Possono esservi più condotti vulcanici.
Cratere, che costituisce lo sbocco del condotto vulcanico sulla superficie. Anche in questo caso vi possono essere più crateri in un unico edificio vulcanico, in posizione centrale e/o eccentrica a seconda della disposizione dei condotti vulcanici che li hanno generati.

Nell'accezione comune, per vulcano si intende ciò che appare sulla superficie (ad esempio, in gran parte dei casi, una montagna conica caratterizzata da uno o più crateri vulcanici). In realtà, il vulcano vero e proprio come abbiamo visto è qualcosa di molto più complesso e in gran parte non visibile direttamente: la morfologia che si coglie in superficie è il risultato dell'accumulo dei prodotti derivati dall'attività eruttiva (lave e prodotti piroclastici). Questi accumuli costituiscono gli edifici vulcanici, che possono assumere diverse forme e variare considerevolmente anche nella struttura interna, a seconda del tipo e della quantità delle emissioni vulcaniche che li hanno prodotti, dalla loro composizione (chimismo) e anche dalle diverse fasi eruttive che si sono succedute nel tempo. Gli edifici vulcanici sono in generale composti da strati sovrapposti e giustapposti di prodotti dell'attività eruttiva (coltri di materiali piroclastici e colate di lava), disposti secondo superfici di forma conica più o meno ripide (a seconda della loro composizione). Possono essere di tre tipi fondamentali:

Apparati centrali. Derivati da attività centrale prevalente (in cui prevale un condotto principale). Rilievi di forma più o meno conica, con un cratere centrale corrispondente al flusso principale di magma, ed eventualmente crateri avventizi eccentrici derivati da condotti secondari. Talvolta, anche nel corso di un singolo episodio eruttivo, la posizione del cratere principale può variare per deviazione del flusso magmatico principale, in seguito all'ostruzione della parte terminale del condotto principale.
Apparati lineari. Derivati da attività fissurale, lungo fratture nella crosta terrestre che possono estendersi per chilometri. In questo caso non si ha un cratere centrale (anche se talora possono formarsi allineamenti di coni di scorie vulcaniche, generalmente di piccole dimensioni, lungo la frattura attiva), ma si hanno accumuli in forma di rilievi irregolari o ellittici ai due lati della frattura. Questo tipo di apparati dà però origine prevalentemente ad accumuli di lave e prodotti piroclastici in forma tabulare (plateaux), anche di notevole estensione (fino a migliaia di chilometri quadrati).
Caldere. Si tratta di grandi strutture di collasso (con ampiezze fino a decine di chilometri), spesso poco rilevate e con morfologia molto articolata, che contengono diversi centri eruttivi corrispondenti a fasi successive di attività. Sono derivate dallo sprofondamento di grandi edifici vulcanici in seguito allo svuotamento parziale della camera magmatica, oppure da attività esplosiva catastrofica che ha smantellato in parte l'edificio originario. I più grandi tra questi apparati sono considerati l'espressione di supervulcani (vulcani con fasi parossistiche di grande magnitudine e generalmente molto distanziate nel tempo).

I duomi di lava sono particolari strutture a forma di cupola prodotte da accumuli di lava estremamente viscosa, che non dà luogo a vere e proprie colate per la propria scarsa mobilità e si raffredda in loco, rimanendo all'uscita del condotto magmatico, entro il cratere. Simili strutture, "tappando" il condotto, possono favorire l'accumulo di gas nella zona sottostante e dare luogo ad attività esplosiva per l'aumento della pressione.

Le protrusioni solide (in Inglese: spine, ovvero spina) sono corpi magmatici cilindrici di lava estremamente viscosa (quasi solida) che non dà luogo a colate ma fuoriesce in questo modo, molto lentamente, dal camino vulcanico che la genera. Sovente si raffredda in quella posizione formando un pinnacolo (guglia vulcanica) che gradualmente viene eroso. Sovente questi corpi, come i duomi di lava, tappano il condotto vulcanico dando luogo ad attività esplosiva.

L'attività vulcanica si manifesta sovente in ambiente marino (anche profondo, oceanico), e dà luogo in questo caso a vulcani sottomarini e ad isole vulcaniche. L'edificio vulcanico visibile è solo la parte emersa dello stesso, che si estende in realtà al di sotto del livello marino fino al fondale.

Vulcano Arenal (Costa Rica). Un classico edificio vulcanico a cono, con cratere centrale.
Vulcano Arenal (Costa Rica). Il cratere principale.
Vulcano Gareloi (Isole Aleutine). Un'isola vulcanica con cratere centrale.
Apparato vulcanico lineare, lungo una frattura regionale. In questo caso non si ha la formazione di un singolo cratere ma di accumuli irregolari ai due lati della frattura e di coltri di lava. Complesso vulcanico del Laki (Islanda).
Ancora una veduta del Laki.
caldera del vulcano Makushin (Alaska, USA). Nota i diversi centri eruttivi all'interno.
Caldera Dendi (Etiopia), dovuta al collasso di un edificio vulcanico, con due laghi craterici all'interno.
Caldera formata dal collasso di un apparato centrale. Piton de la Fournaise, Isola di Reunion (Oceano Indiano).
Caldera del vulcano dell'isola di Santorini (Mare Egeo, Grecia), originata da attività esplosiva catastrofica avvenuta tra il 1627 a.C. e il 1600 a.C. L'isolotto centrale (Nea Kameni) è un duomo di lava formatosi in seguito all'attività successiva.
L'area vulcanica dei Campi Flegrei (Pozzuoli, NA). E' un complesso calderico molto articolato e di non facile lettura, che si estende in parte nel Golfo di Pozzuoli. Si tratta di un apparato distinto rispetto al Vesuvio, con una propria camera magmatica e vari condotti che hanno dato origine in epoca preistorica ad eruzioni esplosive catastrofiche con enormi emissioni di prodotti piroclastici.
Caldera del vulcano Zavaritskogo (Isole Kurili, Russia).
Duomo di lava. Vulcano Chaitén (Cile).
Duomo di lava. Vulcano Novarupta (Alaska, USA).
Vulcano Barcena (Messico). L'edificio vulcanico è composto da un cono di cenere. Il cratere centrale è parzialmente riempito da un duomo di lava. La fessura alla base del versante visibile del cono (espressione di un camino secondario o di un dicco) ha generato la colata di lava scura che si espande a conoide ai piedi dell'edificio.
Isola di Lehua (Hawaii), un cono di cenere parzialmente smantellato dall'azione erosiva dell'oceano. E' visibile entro la parte interna del cratere la stratificazione dei livelli cineritici che compongono l'edificio vulcanico.
Capo Miseno (Italia). Parte di un cono cineritico in sezione. Ben visibile la stratificazione obliqua dei livelli di cineriti.
Vulcano Kanaga (Isole Aleutine). Il cono centrale e colate laviche recenti.
Vulcano Kanaga (Isole Aleutine). E' ben visibile l'edificio vulcanico più recente, un apparato centrale.

Video dentro il cratere

Le strutture dei corpi intrusivi (plutoni)

Legenda: 1-laccolite; 2-dicco; 3-batolite; 4-dicco; 5-sill; 6-condotto vulcanico; 7-lopolite.

I corpi magmatici intrusivi (plutoni) sono interamente contenuti entro rocce di differente origine (generalmente sedimentarie o metamorfiche), le rocce incassanti. La classificazione dei plutoni si basa sulla forma dei corpi intrusivi, sulle loro dimensioni e sui rapporti geometrici con le rocce incassanti.

Batoliti. Sono i plutoni di maggiori dimensioni. Si trovano generalmente al nucleo di catene montuose, spesso affioranti in seguito all'erosione. In affioramento, la loro estensione può arrivare a decine e centinaia di chilometri quadrati di superficie.
Filoni. Sono corpi tabulari di spessore variabile da alcuni centimetri a diversi metri. A seconda dei rapporti con le rocce incassanti possono essere:
- Dicchi: corpi discordanti rispetto alla stratificazione delle rocce incassanti. A bassa profondità si producono di solito quando il magma risale lungo fratture o faglie tettoniche preesistenti che tagliano la stratificazione, allargandole. Ad alta profondità invece è il magma ad alta pressione ad aprirsi la strada fratturando le rocce in risalita.
- Filoni-strato (o sill), concordanti rispetto alla stratificazione delle rocce incassanti (o alla scistosità, se si tratta di rocce metamorfiche). Questi corpi intrusivi sono prodotti dall'intrusione di magma fluido tra i piani di stratificazione o scistosità (che rappresentano superfici di minore resistenza).
Laccoliti. Sono corpi concordanti non tabulari, ma con una convessità verso l'alto prodotta dall'inarcamento degli strati soprastanti in seguito alla pressione del magma intruso.
Lopoliti. Corpi concordanti che presentano invece convessità a imbuto verso il basso, in corrispondenza dei condotti di alimentazione del corpo intrusivo.

Tipi di filoni in un edificio vulcanico: 1. filone radiale; 2. filone conico; 3. filone anulare; 4. filone periferico; 5. filone-strato o sill

I corpi intrusivi sono in realtà spesso composti, cioè uno stesso episodio di intrusione magmatica può dare luogo in sequenza a diversi tipi di corpi: ad esempio inizialmente può determinarsi un dicco, come propaggine di una massa magmatica più grande (un batolite). Successivamente, il magma in risalita può trovare a profondità inferiore uno strato di roccia più resistente e procede quindi lungo la stratificazione, formando un filone-strato oppure un laccolite.
Possono esservi anche più fasi successive di intrusione lungo una stessa direttrice (una frattura per esempio), che generano riempimenti con composizione diversa, oppure generazioni successive di filoni che si intersecano lungo diverse direttrici.

In generale, dal punto di vista dello sviluppo tridimensionale, possiamo avere diverse morfologie:

Filoni radiali
Filoni circolari o anulari
Filoni conici
Filoni-strato tabulari
Filoni obliqui o periferici

Tutti questi tipi possono trovarsi entro un edificio vulcanico o entro le rocce incassanti al di sopra e intorno a un batolite. I corpi magmatici intrusivi di bassa profondità (minore di 2 Km) sono denominati subvulcanici o ipoabissali. Corpi intrusivi di questo tipo sono comuni all'interno di edifici vulcanici, con andamento prevalentemente concentrico o radiale. I cripto-duomi (dal greco κρυπτός, kryptos, celato, nascosto) sono accumuli subvulcanici di magma molto viscoso a bassissima profondità che a causa della loro scarsa mobilità e della rapida depressurizzazione non riescono a fendere le rocce di copertura, raffreddandosi sul posto, ma deformano la copertura stessa in strutture a cupola simili a laccoliti.

Batolite granitico (Yellowstone, USA).
Dicchi intrusi in una serie sedimentaria.
Dicco verticale intruso in una serie vulcanica di lave e prodotti piroclastici.
Dicco intruso in una serie vulcanica (prodotti piroclastici).
Dicchi messi in posto successivamente che si incrociano. Qual è il più recente?
Dicchi di roccia intrusiva (pegmatite) bianca intrusi in rocce metamorfiche più scure (gneiss).
Filoni di roccia chiara di composizione granitica intrusi in rocce effusive basaltiche scure.
Dicchi che si intersecano, in una caldera vulcanica (Isola di La Palma, Canarie, Spagna).
Dicchi magmatici messi in luce dall'erosione. Etna, Sicilia.
Intrusioni filoniane multiple.
Filone-strato (sill) intruso in strati di argilliti e arenarie del Carbonifero (Canada).
Rocce sedimentarie con stratificazione sub-orizzontale intruse da un filone-strato (sill) più scuro.
Sill sub-orizzontale di roccia basaltica con tipica fessurazione colonnare (Yellowstone, USA).
Laccolite esposto dall'erosione degli strati di roccia soprastanti.
Piccolo cripto-duomo. Islanda.
Cripto-duomo sviluppatosi sul versante nord del vulcano St. Helens (USA, Stato di Washington).

Composizione dei magmi e delle rocce magmatiche

I magmi (e di conseguenza le rocce magmatiche) si dividono, in base al loro contenuto mineralogico in:

sialici o felsici: vi prevalgono minerali contenenti silicio e alluminio, sono più ricchi di SiO₂ (silice), e sono per lo più di colore chiaro.
femici o mafici: vi prevalgono ferro e magnesio, sono per lo più di colore scuro (bruno, verde o nero).

In base alla quantità di silice, attraverso l'analisi chimica, si suddividono in:

acidi (o persilicici): magmi e rocce con SiO₂ ≥ 65%
intermedi (o mesosilicici): magmi e rocce con 52% ≤ SiO₂ ≤ 65%
basici (o iposilicici): magmi e rocce con 45% ≤ SiO₂ ≤ 52%
ultrabasici: magmi e rocce con SiO₂ ≤ 45%

I magmi e le rocce acide sono più ricchi di SiO₂ e quindi sono di colore più chiaro di quelli basici e ultrabasici, di colore sempre più scuro.

Attenzione: in questo caso acido e basico si riferiscono semplicemente al contenuto in silice (non hanno quindi nulla a che vedere con le reazioni acido-base, in cui sono in gioco ioni idrogeno H⁺ e idrossido OH^-). Si tratta in realtà di una terminologia ormai obsoleta ma invalsa per lungo tempo nella letteratura geologica, che deriva dalla classificazione dei silicati come sali (teorici) dell'acido ortosilicico (H₄SiO₄). La terminologia tradizionale acido-basico, anche se è ancora molto utilizzata, dovrebbe essere sostituita con quella, più moderna, sialico-femico o felsico-mafico (quindi, per quanto si riferisce al contenuto in silice, si dovrebbero preferire i termini per-, meso-, iposilicico).

Sequenza di cristallizzazione dei minerali più comuni delle rocce magmatiche al diminuire della temperatura. A sinistra la serie dall'olivina al quarzo; a destra la serie dei plagioclasi (in funzione del contenuto in calcio o in sodio). Vedi testo. E' nota come serie di Bowen.

In natura, i magmi costituiscono dei sistemi eterogenei composti da una fase liquida, da una fase solida (cristalli in corso di formazione e frammenti delle rocce incassanti o xenoliti) e da una fase gassosa.

I liquidi magmatici sono delle complesse miscele silicatiche ad alta temperatura i cui componenti hanno temperature di fusione diverse. Questo significa che, quando il magma si raffredda, si separano gradualmente minerali diversi che vanno a costituire la fase solida.

I minerali femici sono quelli che fondono a temperatura più elevata, e quindi anche quelli che cristallizzano per primi. Perciò, i loro cristalli sono liberi di espandersi entro la massa fusa e di assumere la loro forma tipica (il cosiddetto habitus cristallino), e sono definiti idiomorfi. Minerali di questo tipo sono olivine, pirosseni, anfiboli, biotite (mica nera) e i feldspati ricchi di calcio (plagioclasi).
I minerali sialici fondono a temperatura più bassa, e cristallizzano quindi più tardi: perciò i loro cristalli in corso di formazione devono adattarsi agli spazi lasciati loro dai cristalli già formati. Quindi raramente nelle rocce magmatiche questi minerali conservano la loro forma cristallina tipica, e si presentano come "plaghe" che non hanno forma propria, ma sono delimitate dalle pareti dei cristalli già formatisi nelle prime fasi di cristallizzazione: questi cristalli si definiscono allotriomorfi (questa terminologia si riferisce solo alla forma esterna: si tratta comunque di cristalli, perché la loro struttura molecolare interna è ordinata secondo il reticolo cristallino caratteristico della loro specie mineralogica). A questa tipologia di minerali appartengono le miche chiare (muscovite), i feldspati sodici e potassici, il quarzo. Ovviamente, anche questi minerali possono avere habitus cristallino tipico, però generalmente cristalli ben formati si rinvengono non all'interno di plutoni granitici bensì nelle loro parti periferiche e soprattutto nei loro ultimi differenziati filoniani ipoabissali in cui prevalgono fluidi magmatici a bassa viscosità e ricchi di componenti volatili, ove i cristalli hanno modo di crescere e svilupparsi.

La fase gassosa è costituita prevalentemente da acqua allo stato di vapore, anidride carbonica (CO₂) e, in misura minore, da acido cloridrico (HCl), acido fluoridrico (HF), acido solfidrico (o idrogeno solforato: H₂S), zolfo allo stato nativo, anidride solforosa (SO₂), anidride solforica (SO₃, che reagendo con l'acqua dà origine ad acido solforico H₂SO₄), ossigeno ed elementi rari. La fase gassosa può essere più o meno abbondante, ma è comunque subordinata (in genere, minore del 5%). Sebbene i componenti volatili che la compongono rappresentino una piccola parte della composizione finale delle rocce magmatiche, essi hanno tuttavia, come vedremo a breve, un'importanza fondamentale nei processi magmatici, nella mobilità dei magmi e nei meccanismi eruttivi.

Genesi e comportamento dei magmi

Struttura della Terra: 1a-crosta oceanica; 1b-crosta continentale; 2-mantello; 3-nucleo; 3a-nucleo esterno; 3b-nucleo interno; 4-litosfera (mantello litosferico + crosta); 5-astenosfera.

Il processo di fusione delle rocce nel sottosuolo che dà origine ai magmi non è generalizzato: si tratta di una fusione parziale che avviene in punti limitati situati entro la fascia compresa tra la parte superiore del mantello e la parte più profonda della crosta terrestre. Le rocce della crosta inferiore e del mantello terrestre sono in realtà per la maggior parte allo stato solido (nonostante l'elevata temperatura) a causa dell'enorme pressione (pressione litostatica) cui sono sottoposte dal carico di roccia soprastante. Questo poiché la temperatura alla quale inizia la fusione aumenta con l'aumentare della pressione.

Il mantello superiore, immediatamente sotto la crosta terrestre, viene definito mantello litosferico ed insieme alla crosta costituisce la litosfera (dal greco λίθος [líthos], roccia), solida e rigida. A maggiore profondità, che varia da circa 80 km sotto gli oceani a circa 200 km sotto i continenti, c'è uno strato meno rigido e più caldo, comunemente definito astenosfera (dal greco ἀσθενός [asthenos], letteralmente: privo di forza). La parte superiore dell'astenosfera è caratterizzata da una zona in cui la velocità di propagazione delle onde sismiche rallenta, definita zona a bassa velocità o LVZ (dall'Inglese: Low Velocity Zone), che si estende in profondità fino a circa 300-400 chilometri. Alla sua base la velocità delle onde sismiche aumenta di nuovo gradualmente, indicando un aumento di viscosità del materiale del mantello superiore, fino a circa 700 chilometri, dove inizia il mantello inferiore. Questa caratteristica di bassa velocità sismica è associata ad uno stato di fusione parziale del mantello, poiché le onde sismiche si propagano più velocemente nei solidi che nei fluidi.

L'astenosfera è comunque prevalentemente solida, ma è sufficiente una frazione minima di materiale fuso (si ipotizza meno dell' 1% della roccia) per determinare una maggiore debolezza meccanica e una minore rigidità di questo strato rispetto agli strati adiacenti. Questo strato ha caratteristiche di duttilità maggiore rispetto alla litosfera: alle sollecitazioni meccaniche su tempi molto lunghi (come quelli geologici) si comporta quindi di fatto come un fluido estremamente viscoso. Come vedremo nel capitolo dedicato alla Tettonica delle Placche, l'involucro esterno della Terra (la litosfera) è composto di placche rigide che poggiano su questo strato di materiale fluido muovendosi per galleggiamento in senso sia verticale che orizzontale e interagendo tra loro con varie modalità. Qui ci interessa approfondire il fatto che il mantello superiore astenosferico, grazie alla parziale fusione del materiale roccioso che lo compone, è la maggiore sorgente dei magmi fluidi che risalgono verso la superficie terrestre e determinano il vulcanesimo e il plutonismo.

Convezione di un fluido all'interno di un recipiente scaldato dal basso.

La fusione delle rocce nell'astenosfera può derivare da:

Aumento della temperatura. Il mantello superiore è sottoposto ad un forte flusso di calore dal basso, dovuto alle altissime temperature che si raggiungono nel nucleo terrestre (da 3000 °C a 6000 °C). In esso, a causa della fluidità del materiale roccioso che lo compone, si creano correnti convettive con colonne di materiale molto caldo a bassa densità che risale e, tra di esse, correnti discendenti di materiale più freddo e denso (un po' come in una pentola d'acqua in ebollizione). La distribuzione della temperatura non è quindi uniforme nel mantello superiore, ma questa può aumentare localmente fino a superare il punto di fusione della roccia (o di alcuni componenti minerali della roccia), nonostante l'alta pressione.
Riduzione della pressione. Come si intuisce da quanto già detto, alla diminuzione della pressione la temperatura di fusione delle rocce si abbassa. Questo può avvenire presso il limite tra astenosfera e litosfera a causa dei movimenti relativi delle placche litosferiche cui si è accennato, ad esempio lungo fratture di estensione crostale che costituiscono i confini tra le placche stesse (come vedremo nel capitolo dedicato alla Tettonica delle Placche).
Aumento del contenuto in sostanze volatili come acqua o anidride carbonica (CO₂), la cui presenza abbassa la temperatura di fusione delle rocce. Queste sostanze volatili sono presenti in piccola quantità anche a grandi profondità, sia nella crosta che nel mantello terrestre, e tendono a concentrarsi nella parte più alta di quest'ultimo (la zona a bassa velocità), a causa della bassa permeabilità delle rocce rigide della litosfera soprastanti. Un aumento locale del loro contenuto può inoltre derivare dallo sprofondamento di placche litosferiche che ne sono ricche per il contatto con l'atmosfera e l'idrosfera terrestre (vedremo più avanti che questo meccanismo, chiamato subduzione, è tra le modalità più comuni di interazione tra le placche). Si può avere un arricchimento d'acqua anche per l'instabilità di alcuni minerali (ad esempio i solfati e alcuni tipi di silicati), che ad alta temperatura e pressione rilasciano molecole d'acqua presenti all'interno del proprio reticolo cristallino.

Si può avere anche una combinazione di queste tre cause causata dalla dinamica delle placche litosferiche e del mantello sottostante.

Vi sono due tipi fondamentali di magma:

Magma primario, che si origina nel mantello superiore con le modalità viste sopra. Questo tipo di magma si genera a temperature molto elevate, dell'ordine del migliaio di gradi Celsius e più, ed è povero di silice (SiO₂ < 50%), essendo composto prevalentemente da minerali femici (o mafici), cioè ad alto contenuto di ferro e magnesio, che sono prevalenti nel mantello terrestre. Esempi di questo tipo di minerali sono olivine, pirosseni, anfiboli e miche (si tratta di silicati, ma a basso contenuto di silice). Rocce femiche effusive tipiche sono i basalti, mentre i loro corrispettivi intrusivi sono i gabbri. Si tratta di magmi molto densi perché ricchi in elementi ad alta densità (oltre 3 g/cm³), e fluidi (a bassa viscosità). Sono anche poveri in composti volatili (acqua e anidride carbonica)

Schema che illustra la differenziazione gravitativa a partire da un magma iniziale, con variazione della composizione del magma residuo

Magma secondario, che si forma entro la crosta terrestre a temperatura inferiore (a partire da 650 °C). Sono magmi decisamente più ricchi in silice, composti da minerali sialici (o felsici), vale a dire ricchi in silicio e alluminio. Minerali di questo tipo sono ad esempio il quarzo e i felspati. Sono inoltre meno densi dei magmi primari e ricchi in acqua, oltre che molto più viscosi. Tipici esempi di rocce sialiche effusive sono le rioliti (meglio note come porfidi), i cui corrispettivi intrusivi sono i graniti. I magmi secondari si generano per vari tipi di processi di differenziazione magmatica:
- assimilazione parziale delle rocce crostali incassanti da parte di magmi femici in risalita, che cambiano quindi composizione per "contaminazione": il magma in questi casi può "inglobare" frammenti delle rocce incassanti (xenoliti) che non riesce a fondere ed assimilare perché questo richiederebbe una temperatura superiore a quella del magma stesso;
- differenziazione per cristallizzazione frazionata, a partire da magmi primari in corso di raffreddamento, quando la frazione cristallizzata si segrega per gravità rimanendo in basso e la frazione fluida che resta, impoverita dei minerali che cristallizzano a temperatura mano a mano più elevata, viene allontanata risalendo verso la superficie. Ad ogni fase successiva di cristallizzazione, il magma residuo cambia composizione. Gli ultimi differenziati normalmente corrispondono alle intrusioni filoniane. In conseguenza di questo fenomeno, spesso i plutoni mostrano una stratificazione verticale (più comune nei plutoni femici, in cui i magmi sono più fluidi). In altri casi la cristallizzazione procede a partire dalle pareti del batolite verso le parti più interne, determinando una zonazione concentrica (più frequente nei plutoni sialici, in cui i magmi sono più viscosi, con minore mobilità verticale).
- mescolanza di magmi di origine e composizione diversa.
- anatessi (da un termine greco che significa liquefazione), ovvero fusione parziale delle rocce metamorfiche quando queste vengono seppellite a grande profondità dalla progressiva subsidenza o dai movimenti delle placche litosferiche. In questo caso la temperatura può aumentare fino a superare il limite di fusione (650 °C), e queste rocce escono gradualmente dal campo delle rocce metamorfiche per entrare in quello delle rocce magmatiche. Se la fusione prosegue, si producono nuovi magmi che possono mobilizzarsi e risalire verso la superficie. Se la frazione liquida non riesce a muoversi e la temperatura diminuisce, si solidifica di nuovo in loco dando origine a rocce con tipico aspetto a bande alternate costituite da roccia magmatica e da quanto resta della roccia metamorfica originale, le migmatiti.

I principali processi di differenziazione magmatica

Si tratta di fenomeni molto complessi e tuttora solo in parte compresi, ma di grande importanza per la comprensione della dinamica crostale terrestre e della storia geologica delle aree continentali.

Come si è detto, i magmi hanno proprietà fisiche differenti a seconda della composizione: le proprietà che determinano principalmente le caratteristiche reologiche (cioè di scorrimento) dei magmi sono viscosità e contenuto in composti volatili (acqua soprattutto). I magmi femici sono più fluidi, con minore contenuto d'acqua, mentre i magmi sialici sono più viscosi e contengono più acqua.

La viscosità è una proprietà che descrive la resistenza di un fluido allo scorrimento. Nei magmi è dovuta principalmente al contenuto di silice, che è presente in forma di ioni silicato (SiO₄)^4- con struttura teraedrica composta da quattro atomi di ossigeno intorno ad un atomo di silicio: questi ioni tendono facilmente a polimerizzare, cioè a formare lunghe catene che ostacolano lo scorrimento del magma. Questo per la capacità degli ioni silicato di mettere in comune uno o più atomi di ossigeno (legame di tipo covalente).

Negli ioni silicato gli atomi di ossigeno possono essere comuni a più ioni, dando origine a catene polimeriche.

I magmi sialici sono più viscosi in funzione del loro contenuto in silice più elevato. Nei magmi femici abbiamo più cationi metallici, come Fe⁺ e Mg⁺, che si legano agli atomi di ossigeno e tendono a interrompere le catene silicatiche, rendendo il magma più fluido.
Il contenuto in acqua determina la presenza di bolle gassose quando la pressione diminuisce nel corso della risalita del magma (degassamento), che ugualmente tendono a ostacolare lo scorrimento del magma. Questo perché la comparsa di bolle di vapore interrompe la continuità di fase (con la comparsa di una fase gassosa nel liquido) e ciò riduce la stabilità del flusso aumentandone la turbolenza e causando maggiore dissipazione di energia. Inoltre, come si è visto, la presenza di acqua abbassa la temperatura di fusione dei silicati: quindi la temperatura di fusione dei magmi sialici ricchi di acqua è piuttosto bassa e questi rimangono fluidi fintanto che l'acqua contenuta è in soluzione. Quando però la pressione diminuisce e l'acqua si libera in forma di vapore, la temperatura di fusione dei magmi sialici si alza e questi magmi, relativamente freddi, tendono a solidificare.

Rappresentazione schematica dei principali processi magmatici.

Quindi (come si comprende da quanto detto sopra), i magmi femici tendono più facilmente a risalire entro la crosta terrestre e raggiungono più facilmente la superficie, dando origine a lave basaltiche; i magmi sialici al contrario solidificano più facilmente in profondità, dando origine a plutoni con composizione granitica.
Questa tuttavia non è una regola universale e ha importanti eccezioni, perché la maggiore o minore facilità di risalita dei magmi dipende anche da fattori di tipo geodinamico, derivanti dal maggiore o minore spessore della litosfera e dalle modalità di interazione delle placche litosferiche, oltre che dalla presenza di faglie e fratture che possono favorirla. In effetti, abbiamo vulcani con prodotti prevalentemente basaltici e vulcani con lave a composizione sialica (corrispondenti effusivi delle rocce intrusive granitoidi), mentre abbiamo sia plutoni sialici a composizione granitica che (più rari) plutoni femici a composizione gabbrica. Talvolta inoltre i due tipi di composizione si riscontrano associati nella stessa area, o si succedono in sequenza temporale.

Quando si verifica la genesi di magmi entro il mantello superiore o la crosta inferiore, il materiale fuso è più caldo e meno denso delle rocce incassanti, e tende quindi a risalire attraverso gli interstizi di queste ultime. Il magma fluido in profondità risale aprendosi la strada nelle rocce incassanti, assimilandole grazie alla temperatura superiore e fratturandole per la pressione conferitagli dai composti volatili. In tal modo i fluidi magmatici si aggregano progressivamente formando così grandi "gocce" di materiale ad alta temperatura con comportamento plastico: i diapiri magmatici (dal greco διαπείρειν [diapéirein]: penetrare). I diapiri magmatici, nel corso della risalita, possono dare luogo a tutti i fenomeni di mescolanza, differenziazione e assimilazione visti sopra. Raffreddandosi progressivamente danno origine ai corpi magmatici intrusivi. Quelli che riescono a risalire fino alla superficie terrestre danno origine alle camere magmatiche degli apparati vulcanici e alle intrusioni filoniane.

Consolidazione dei magmi e tessitura delle rocce magmatiche

Tessitura olocristallina granulare in una granodiorite (una roccia granitoide), in sezione sottile al microscopio.

Le condizioni ambientali in cui avviene il raffreddamento e la solidificazione dei magmi hanno una influenza determinante sulle caratteristiche del prodotto finale: le rocce magmatiche. Come ormai sappiamo, queste condizioni dipendono soprattutto da pressione, temperatura e presenza di componenti volatili. Questi fattori determinano la tessitura delle rocce che, insieme alla composizione chimica e mineralogica, costituisce un elemento diagnostico fondamentale per il loro riconoscimento e la loro interpretazione. Per tessitura si intende l'insieme delle dimensioni, forme, disposizione e relazioni reciproche dei diversi elementi che costituiscono la roccia.

Rocce intrusive. In questo caso la solidificazione avviene, come abbiamo visto, in zone più o meno profonde della crosta terrestre, quindi a temperatura e pressione elevate. Queste condizioni ambientali implicano una lenta dispersione del calore attraverso le rocce incassanti (che sono comunque a loro volta calde ad elevata profondità), un ambiente relativamente "tranquillo" (non soggetto a improvvise variazioni di pressione e temperatura) e un degassamento molto lento attraverso le fratture delle rocce incassanti, cosa che permette agli elementi volatili di restare per lungo tempo in soluzione nel magma, mantenendone la fluidità. In queste condizioni la cristallizzazione dei vari minerali che si formano gradualmente avviene in maniera completa, secondo le modalità già viste (i primi minerali differenziatisi, con cristalli ben formati, mentre gli ultimi tendono a riempire gli interstizi rimasti). Abbiamo in questo caso una tessitura olocristallina (ovvero: completamente cristallina), che sulle superfici e nelle sezioni di queste rocce appare come un "mosaico" di cristalli ben visibili a occhio nudo, con aspetto granulare e grana più o meno grossolana. E' ad esempio la tessitura tipica delle rocce granitoidi, come graniti, granodioriti, tonaliti, ma anche delle rocce intrusive femiche, come i gabbri (corrispondenti intrusivi delle lave basaltiche) e intermedie (sieniti, monzoniti).

Tessitura porfirica, costituita da una pasta di fondo microcristallina con fenocristalli di feldspato. Sezione sottile al microscopio.

Rocce effusive. Vediamo ora cosa succede quando un magma arriva in superficie ed esce da condotti vulcanici: si ha una rapida diminuzione di temperatura e pressione, movimento della massa magmatica, rapidissima perdita per degassamento dei componenti volatili, talvolta con manifestazioni esplosive per l'espansione improvvisa dei gas. Il magma quindi (già da quando è prossimo alla superficie) perde parte delle proprie caratteristiche originali di composizione e subisce anche delle variazioni significative di proprietà fisiche (densità e viscosità soprattutto), trasformandosi in una lava, che più o meno rapidamente, a seconda della composizione e delle caratteristiche ambientali, si raffredda e solidifica dando origine alle rocce effusive. Queste rocce hanno caratteristiche tessiturali decisamente differenti rispetto alle rocce intrusive, perché le condizioni ambientali di solidificazione effusiva sono ben diverse, come abbiamo visto sopra. In tali condizioni (movimento, degassamento rapido e raffreddamento rapido per contatto con l'atmosfera e l'idrosfera), la cristallizzazione non può avvenire in maniera regolare né completa: il risultato è che si hanno cristalli molto piccoli, che formano una "pasta di fondo" a grana finissima (microcristallina). Questa massa di fondo può risultare anche vetrosa (costituita cioè da una massa amorfa, simile appunto a vetro) quando, per la solidificazione improvvisa, i cristalli non hanno il tempo di formarsi e il materiale lavico si solidifica in uno stato caotico. Entro questa massa microcristallina/vetrosa si possono trovare cristalli isolati anche di dimensioni centimetriche e oltre, con habitus tipico, di minerali già differenziatisi in condizioni ambientali intrusive o ipoabissali e portati a giorno dall'eruzione insieme al magma (i cosiddetti fenocristalli, da φαίνω [phàino]: apparire). Questa è la tipica tessitura porfirica (così chiamata perché caratteristica dei porfidi), comune nelle rocce magmatiche effusive. Le lave femiche, più fluide, danno tendenzialmente origine a rocce effusive microcristalline come, ad esempio, i basalti (in cui la sostanza vetrosa è in generale molto scarsa o assente), in quanto la loro fluidità permette più facilmente la cristallizzazione anche nelle condizioni ambientali estreme effusive. Le rocce effusive (ad esempio le rioliti, meglio conosciute come porfidi) derivate da lave sialiche, più viscose, sono caratterizzate da una componente vetrosa di fondo che può anche essere prevalente (tessitura vetrofirica o vitrofirica, caratterizzata da fenocristalli immersi in una matrice vetrosa amorfa). Vi sono anche rocce effusive costituite quasi esclusivamente da materiale vetroso (tessitura vetrosa): le ossidiane (vetro vulcanico), derivate da lave particolarmente ricche in silice, che si presentano come masse di aspetto vitreo e tipica frattura concoide (cioè per superfici concave, come appunto il vetro).

Granito in sezione levigata. Si apprezza la tessitura olocristallina. I minerali principali sono quarzo (grigio translucido) e feldspato (bianco); in quantità minore sono presenti minerali scuri femici: anfiboli e mica scura (biotite). Sardegna.
Ciottolo di granito rosa di Baveno (Verbano-Cusio-Ossola). Evidente la tessitura olocristallina granulare a grana grossolana. Feldspati (rosa per inclusioni di ossidi di ferro) in cristalli prismatici allungati, plagioclasi (biancastri) e plaghe di quarzo (grigio traslucido, di aspetto vetroso), con biotite (scura).
Tonalite, roccia intrusiva granitoide, sialica. I minerali scuri sono anfiboli (orneblenda, in grandi cristalli prismatici poligonali di un nero opaco) e biotite (cristalli lamellari nero-lucenti). I minerali chiari sono quarzo (grigio) e plagioclasio (biancastro).
Monzonite (Montana, USA). Roccia intrusiva di composizione intermedia (tra sialica e femica); tessitura olocristallina a grana medio-fine. Composta prevalentemente di feldspati e plagioclasi con subordinati minerali femici (anfiboli, pirosseni e biotite), e pochissimo quarzo.
Diorite. Roccia intrusiva intermedia (al limite con le rocce basiche) con abbondanti minerali femici (principalmente anfiboli e biotite) e plagioclasio (Massachusetts, USA).
Gabbro (Minnesota, USA). Roccia intrusiva femica a feldspati, plagioclasi, pirosseno e olivina (quarzo rarissimo o assente).
Riolite (porfido), roccia effusiva corrispondente ai graniti. Permiano della Germania centro-orientale (Sassonia). Tipica tessitura porfirica con fenocristalli di quarzo (biancastro-traslucido) e feldspato potassico (rosa) in pasta di fondo microcristallina-vetrosa.
Riolite in sezione sottile al microscopio. Evidente la massa di fondo microcristallina e i fenocristalli di quarzo (di colore latteo) e feldspato (grigio, con lineazioni parallele e con habitus prismatico).
Andesite. Roccia effusiva intermedia a plagioclasio (i cristalli biancastri), biotite e anfibolo orneblenda (i cristalli scuri). I fenocristalli, abbondanti, sono immersi in una pasta di fondo microcristallina.
Basalto lunare (campione preso dalla missione Apollo 15) a plagioclasi e pirosseni.
Basalto tipico microcristallino (a grana molto fine) a plagioclasi e pirosseni.
Fenocristalli in una dacite con pasta di fondo (nera) composta essenzialmente da vetro (tessitura vetrofirica].
Ossidiana (vetro vulcanico), con bande di tonalità diverse determinate dal flusso della lava. Visibile la tipica frattura concoide (con superfici lisce e concave, caratteristica del vetro).
Ossidiana.
Affioramento di ossidiana (Lipari, Isole Eolie).
Lama in ossidiana (Oregon, USA).

Principali rocce magmatiche intrusive e corrispondenti rocce effusive

Di seguito un quadro delle principali rogge magmatiche intrusive, con un riepilogo dei loro caratteri distintivi e il relativo contesto geodinamico.

Tipo	Intrusive	Effusive
Sialiche o Acide (persiliciche)	Graniti: hanno tipica tessitura olocristallina a grana medio-mediofine; contengono quarzo traslucido e incolore e feldspati, minerali femici molto meno frequenti, come la biotite (mica nera). Possono contenere muscovite (mica bianca) apatite, zircone, solfuri (soprattutto pirite). Il colore va dal bianco al rosso passando per il rosa. Le masse fuse di tipo granitico, consolidando danno origine a batoliti che si estendono anche per centinaia di chilometri. Le rocce granitiche sono le rocce intrusive più comuni nella crosta continentale, e costituiscono spesso il "nucleo" delle catene montuose.. Rocce granitoidi simili ai graniti per tessitura sono le Granodioriti e Tonaliti, con grana da medio-fine a grossolana e minerali femici (anfiboli e biotite) progressivamente più abbondanti.	Rioliti (o lipariti): sono conosciute meglio con il nome di “porfidi”. Presentano struttura porfirica, con abbondanti quarzo e feldspati. Sono i corrispondenti effusivi dei graniti. Le Daciti sono termini leggermente più femici, con anfiboli e biotite.
Intermedie o Neutre (mesosiliciche)	Sono rocce povere o prive di quarzo, con abbondanti feldspati e con minerali femici progressivamente crescenti. Il colore è generalmente più scuro rispetto alle rocce granitoidi sialiche. Tra le più diffuse vi sono le Dioriti, con quarzo molto subordinato o assente e una miscela equilibrata di minerali femici (pirosseni e anfiboli) e sialici (feldspati); struttura olocristallina.	Rocce effusive con quarzo scarso o assente e tipica tessitura porfirica o vetrofirica. Molto diffuse sono le Andesiti, con prevalenti feldspati, anfiboli e pirosseni; il nome di queste rocce deriva dalla catena delle Ande, in quanto come vedremo queste rocce sono il caratteristico prodotto dell'attività degli archi vulcanici e delle catene montuose in contesti di collisione tra placche tettoniche.
Femiche o Basiche (iposiliciche)	Gabbri: sono rocce con struttura olocristalline, molto scure, con feldspati, pirosseni, anfiboli.	Basalti: sono tra le rocce più dure e dense esistenti, di colore scuro o verde, molto femiche (o basiche) e quindi povere di silice e sostanzialmente prive di quarzo, con plagioclasio calcico, anfiboli, pirosseni e olivina. Sono le rocce effusive più diffuse, e costituiscono la maggior parte della crosta oceanica.
Ultrabasiche	Peridotiti: sono rocce molto scure e pesanti, formate in prevalenza da componenti ferro-magnesiaci (pirosseni e olivina) e, quindi, molto povere di silicio. Costituiscono probabilmente la roccia dominante nel mantello superiore terrestre. Poco frequenti nella crosta e presenti soprattutto come xenoliti in rocce vulcaniche femiche o lembi portati in affioramento dai movimenti delle placche tettoniche (ofioliti).	Rocce effusive assai poco comuni, costituite prevalentemente da olivina con piccole percentuali di feldspati e in subordine da pirosseni, anfiboli e biotite.

In realtà la classificazione delle rocce ignee è molto più articolata di quanto appare sopra, e richiederebbe una trattazione di dettaglio sulla paragenesi mineralogica (ovvero sull'associazione di minerali contenuti in una roccia magmatica e formatisi durante il processo genetico della roccia stessa), cosa che esula dagli scopi di questo libro .

Per un approfondimento ulteriore su questo aspetto, apri il cassetto che segue.

Approfondimento: La classificazione delle rocce magmatiche. click sul collegamento

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Prodotti vulcanici

I prodotti liquidi e solidi dell'attività vulcanica (della fase gassosa si è già parlato), sono suddivisibili in due grandi categorie:

PRODOTTI VULCANICI
TIPO	CARATTERISTICHE
LAVA	magma degassificato consolidato
TEFRA	CENERE VULCANICA (piroclasti < 2 mm)
	LAPILLI (piroclasti tra 2 mm e 64 mm)
	BOMBE VULCANICHE (piroclasti > 64 mm)
	SCORIE (piroclasti vescicolari con peso specifico >1 g/cm³)
	POMICI (piroclasti vescicolari con peso specifico < 1 g/cm³)

Lava. La lava allo stato liquido viene emessa durante eruzioni effusive (delle quali è il principale prodotto) e solidifica dopo un tragitto più o meno lungo dal centro eruttivo, a seconda del proprio chimismo.
Tefra (dal greco τέφρα [tephra]: cenere). Si tratta di frammenti di lava (piroclasti) eruttati durante eruzioni esplosive (per l'estrema viscosità del magma e il suo elevato contenuto in acqua). Sono definiti anche prodotti piroclastici. Si distinguono ulteriormente, in base alle dimensioni dei piroclasti, in cenere, lapilli e bombe vulcaniche. Le scorie e le pomici sono prodotti delle dimensioni di lapilli e bombe vulcaniche, ma sono ulteriormente caratterizzati da una particolare struttura vescicolare (cioè: "a bolle") che dipende soprattutto dalle modalità di consolidamento: si tratta di frammenti di roccia vetrosa di vario diametro caratterizzati da estrema bollosità prodotta da degassamento rapidissimo seguito da raffreddamento altrettanto rapido, per cui si formano numerose bolle che rimangono "congelate" nella lava per il raffreddamento improvviso. Il Tefra può essere composto da un elemento dominante (più frequentemente cenere vulcanica o lapilli), oppure da una mescolanza dei tre termini (cenere e lapilli, con presenza più o meno frequente di bombe): proporzione fra i tre elementi dipende dalla composizione della lava di origine, dalle modalità dell'evento eruttivo, dalla presenza o meno di vento (in grado di allontanare le particelle di cenere più fini), oppure di pioggia (che viceversa tende ad appesantire la cenere e a farne aggregare le particelle).

Lava

Schematizzazione di un flusso laminare contenuto in un canale o in un tubo.

La lava è, come già riportato, magma dal quale vengono separate le componenti volatili per degassamento, in seguito ad una eruzione in atmosfera (o sott'acqua). La lava fluida, ad alta temperatura, è comunque un liquido molto più viscoso dell'acqua e il suo moto si può definire come laminare. Si ha un moto laminare quando le molecole di un fluido si muovono parallelamente l'una all'altra e rispetto alla direzione del flusso: in queste condizioni la velocità dipende dalla viscosità della lava (cioè dall'attrito tra le molecole) e dall'attrito tra la lava e il substrato (le rocce o il terreno)^{[N 1]}. La velocità massima del flusso si ha quindi al centro della massa in movimento e nella parte più superficiale della stessa, e la velocità sarà minima nelle parti periferiche e a contatto con il substrato, con una variazione più o meno graduale tra le due nelle parti intermedie.

Le lave si presentano generalmente in affioramento come colate in forma di lingua o di coltri amorfe, che tendono a riempire le irregolarità del terreno su cui si muovono. Spesso, soprattutto nelle lave ad alta viscosità, in sezione vi si notano strutture a bande parallele (prodotte dal moto laminare, per il quale non si ha rimescolamento all'interno della massa fluida), che indicano la direzione di movimento del flusso.

Le lave molto fluide però possono formare anche dei veri e propri canali di lava, perché la lava, molto rallentata ai margini della colata, tende ivi a solidificare più in fretta formando dei veri e propri argini naturali che si innalzano rapidamente contenendo sempre più il flusso. Questo fenomeno può progredire fino a formare una volta solida sopra il flusso stesso: in tal caso si forma un tunnel di lava. Il flusso così contenuto risulta termicamente isolato rispetto all'esterno (la lava solidificata è un ottimo isolante termico), e la lava che scorre all'interno può mantenersi fluida e continuare a scorrere fino alla fine dell'evento effusivo, svuotando il tunnel parzialmente o completamente. Una volta che il flusso cessa, però, la volta, non più sostenuta dalla massa fusa e soggetta all'erosione da parte degli agenti atmosferici, può collassare in tutto o in parte.

Si possono formare laghi di lava, costituiti da lava fluida (prevalentemente basaltica, fino ad andesitico-basaltica). Nella maggior parte dei casi si tratta di ristagni di lava prodottisi in depressioni del substrato in seguito ad un'eruzione, e hanno vita generalmente effimera per il rapido consolidamento della lava. In diversi casi si hanno veri e propri laghi in crateri vulcanici, nei quali la lava si mantiene fluida per il continuo flusso di calore dal condotto vulcanico. In alcuni casi la lava si trova in uno stato apparentemente stazionario, in altri si osservano cicli di attività in cui il livello sale gradualmente per la pressione dei composti volatili del magma sottostante fino a che interviene una fase di degassamento con lo sviluppo di bolle e rapida discesa del livello della lava nel cratere. I più famosi e studiati sono quelli del vulcano Kilauea (Hawaii), e quello del vulcano Erta Ale (Etiopia).

Quando la lava fuoriesce violentemente da un condotto vulcanico, da un cratere o da una frattura si hanno fontane di lava. Queste si presentano in caso di eruzioni effusive (non esplosive, nelle quali si hanno prodotti piroclastici e non lava fluida). Tali fenomeni hanno carattere spesso ciclico o intermittente (ad esempio le continue eruzioni a fontana di lava dello Stromboli, nelle Isole Eolie, Sicilia). In altri casi si presentano durante le fasi di attività parossistica e si esauriscono con queste.

Lingua di lava emessa da una fessura vulcanica (Isola di Hawaii, USA).
Colata di lava consolidata. Islanda.
Canale di lava del vulcano Mauna Loa (Hawaii, USA).
Canale di lava. Etna (Sicilia, Italia).
Canale di lava (Kilauea, Hawaii). Sono visibili tracimazioni di lava dalle sponde.
Tunnel di lava attivo sull'Etna (Sicilia, Italia).
Tunnel di lava attivo. Mauna Ulu (Hawaii, USA).
Fenestratura sul tetto di un tunnel di lava attivo. Kilauea (Hawaii, USA).
Tunnel di Lava (california, USA).
Volta collassata di un tunnel di lava (Islanda).
Tunnel di Lava con volta parzialmente collassata. Isola di Reunion (Francia).
Tunnel di lava completamente collassato.
Stalattiti di lava in un tunnel di lava (Hawaii).
Lago di lava (Kilauea, Hawaii). La superficie del lago è ricoperta da una crosta parzialmente solidificata; dal lago si diparte un canale di lava che conduce a un tunnel di lava.
Lago craterico di lava (Kilauea, Hawaii).
Lago di lava sul vulcano Erta Ale (Etiopia).
Fontana di lava basaltica (Kilauea, Hawaii).
Fontana di lava (Stromboli, Italia).

Morfologia delle lave

Lava a corde. Le lave molto fluide (ad esempio quelle basaltiche), rapprendendosi in superficie per il contatto con l'atmosfera danno spesso origine a strutture a corde o pāhoehoe, da un termine in lingua hawaiana che significa "liscio, ininterrotto"; queste strutture derivano dal fatto che uno strato superficiale sottile tende a rapprendersi a contatto con l'atmosfera pur restando plastico, e viene deformato dalla massa fusa sottostante che scorre più velocemente in forma di archi che presentano la convessità nel verso del flusso (quindi gli archi sono perpendicolari alle linee di flusso e osservandoli si può ricavare sia la direzione che il verso del flusso stesso). Le colate di lave basaltiche, per la loro fluidità, possono percorrere anche lunghe distanze (fino a decine di chilometri) dal centro eruttivo.

Lava tipo "Aa". Lave sempre basaltiche o transizionali più viscose solidificano più rapidamente e formano in superficie una crosta che si frantuma in blocchi (definiti clinker) per il movimento continuo della massa fusa sottostante. La colata assume quindi un aspetto a "tappeto" di blocchi lavici avanzanti e, una volta raffreddata, come una distesa di blocchi bollosi con aspetto spugnoso e rugoso. Sotto questo strato di pietrame lavico si ha lava solidificata massiva (spesso bollosa per il degassamento). Poiché il clinker viene scaricato anche dal fronte della colata, quest'ultima avanza sui propri stessi detriti (quindi il detrito composto dal clinker si trova anche a contatto col terreno, sotto lo strato di lava massiva). Questo tipo di struttura, sempre con un termine hawaiano, si dice Aa (translitterato correttamente come ʻAʻā; col significato di "infuocato, ardente"). Le colate di lave di questo tipo sono più lente e percorrono distanze generalmente più brevi rispetto a quelle tipo pāhoehoe.

Lava a blocchi. Lave generalmente di composizione intermedia, decisamente più viscose, di tipo andesitico. Questo tipo di colate hanno comportamento e struttura molto simili al tipo Aa, ma i blocchi sono di maggiori dimensioni e a spigoli vivi, con facce tendenzialmente piane, perché prodotte dalla fessurazione in profondità di una crosta esterna più spessa. Colate di questo tipo si muovono ancora più lentamente rispetto alle precedenti e risultano di spessore maggiore, e tendono a fermarsi in prossimità dei centri eruttivi che le hanno generate.

Le lave molto sialiche (riolitiche) danno luogo raramente a colate vere e proprie (o si tratta di colate molto brevi): più facilmente a duomi o cripto-duomi di lava, o protrusioni solide da camini vulcanici. In questo caso i centri eruttivi, per l'estrema viscosità della lava e la forte pressione di gas e vapori, danno luogo il più delle volte a eruzioni di tipo esplosivo: quindi questo tipo di lave si trovano generalmente frammentate tra i prodotti piroclastici.

Lava a fessurazione colonnare. Si tratta di strutture tipiche delle lave molto fluide, in particolare dei basalti. Vista dall'alto, questo tipo di struttura si presenta a "celle" poligonali (per la maggior parte pentagonali o esagonali) quasi perfette (a "nido d'ape"); lateralmente, su superfici erose però si vede che in altezza queste celle hanno uno sviluppo prismatico colonnare, a volte diritto a volte variamente incurvato. Queste strutture sono prodotte dalla contrazione della lava durante il raffreddamento. In un materiale omogeneo a grana molto fine (come appunto la lava basaltica), la contrazione indotta dal raffreddamento induce fratture molto continue che si dispongono in un pattern di questo tipo in quanto questa è la disposizione che riempie lo spazio nel modo più funzionale e uniforme possibile, senza lasciare vuoti. In realtà strutture simili si notano anche in altri contesti, come nel fango disseccato ("suoli poligonali"), e hanno un'origine analoga (contrazione, in questo caso per disseccamento).

Lava a cuscini (pillows, cioè cuscini in Inglese). Anche queste strutture son tipiche delle lave basaltiche e si riscontrano nelle eruzioni sottomarine. In questo caso la lava esce a getto da condotti vulcanici sul fondale marino e per il raffreddamento dovuto al contatto con l'acqua si forma molto rapidamente una crosta esterna che racchiude una massa lavica con forma "a goccia". La lava fluida, che continua a premere, fende la crosta solidificata generando in successione un'altra "goccia". Si ha quindi la sovrapposizione di successive generazioni di queste strutture il cui aspetto, una volta solidificate, ricorda un ammasso di cuscini variamente giustapposti. In sezione questi "cuscini" presentano una crosta esterna e talora una zonazione concentrica (perché il raffreddamento procede dall'esterno). La lava a cuscini è in realtà molto comune, visto che gli oceani coprono la maggior parte della superficie della Terra. In particolare, questo tipo di lava forma la parte superficiale della crosta oceanica, di composizione basaltica.

Lava a corde (pāhoehoe) in corso di formazione.
Lava a corde quasi solidificata.
Lava a corde solidificata. Isole Azzorre (Portogallo).
Lava a corde solidificata del vulcano Kilauea (Hawaii, USA).
Lava tipo Aa del Kilauea (Hawaii) in una colata attiva che avanza su un substrato formato da lava a corde.
Colata di lava tipo Aa del vulcano Mauna Loa (Hawaii, Usa).
Aspetto di una colata di lava Aa solidificata, sul vulcano Hualalai (Hawaii, USA).
un frammento (clinker) di lava Aa.
Lava a blocchi (California, USA).
Lava a blocchi (california, USA).
Colata di lava a blocchi (California, USA).
Protrusione solida del vulcano Mont Pelée (Martinica, Francia).
Protrusione solida entro il cratere del Mount St. Helens (Stato di Washington, USA).
Duomo di lava nel cratere del St. Helens.
Basalto colonnare, dalla "Strada del Gigante" in Irlanda del Nord.
Basalto colonnare (California, USA).
Basalto colonnare. Mauritius.
Basalto colonnare in Islanda. In questo caso si distingue anche una pseudo-stratificazione orizzontale derivata dal flusso laminare della colata.
Lava a cuscini (pillows) su un fondale oceanico delle Hawaii.
Lava a pillows. Samoa Americane (USA).
Pillow appena formato e prossimo a fendersi.
Strutture a pillows.
Una struttura a pillow conservata nel momento della rottura, con un flusso in uscita.
Basalto a pillows in Appennino settentrionale (Italia). Fa parte di un complesso ofiolitico, cioè di un lembo di crosta oceanica portato in affioramento dall'orogenesi appenninica.

Tefra

Cenere vulcanica

La cenere vulcanica consiste di piroclasti di diametro inferiore a 2 millimetri espulse da centri vulcanici nel corso di eruzioni esplosive, quando i gas disciolti nel magma si liberano violentemente espandendosi nell'atmosfera. Sono composte di frammenti di rocce, cristalli di minerali e vetro vulcanico in varie proporzioni, a seconda della composizione originaria del magma. L'espulsione di grandi quantità di cenere vulcanica è tipica di magmi sialici, a forte contenuto di silice, che danno eruzioni di tipo esplosivo. Le ceneri vulcaniche che possono essere trasportate dai venti anche in alta quota e sedimentare poi per decantazione, anche a centinaia e migliaia di chilometri dai centri eruttivi che li hanno emessi. Nelle eruzioni esplosive, nuvole di ceneri coprono il cielo nei pressi del vulcano fino all'oscurità totale. Le nubi di cenere sono spesso caratterizzate da fulmini.

Pennacchio (plume) di cenere del vulcano Pagan (Isole Marianne). E' visibile la ricaduta (fallout) della cenere sulle pendici dell'edificio vulcanico.
Pennacchio di cenere del vulcano Eyjafjallajokull (Islanda), durante l'eruzione del 2010.
Pennacchio di ceneri nell'eruzione del vulcano Cleveland (Alaska)
Grande colonna di ceneri nell'eruzione del M. Redoubt (Alaska- 1990)
Particella di cenere vulcanica (del Mount St. Helens; Washington, USA) al microscopio elettronico a scansione.
Campione di cenere vulcanica dael Mount St. Helens (Washington, USA). Nota la spigolosità dei frammenti.
Cenere vulcanica di composizione andesitica del Mount redoubt (Alaska, USA).
Strato di cenere vulcanica del Monte Pinatubo (Filippine). Eruzione del 1991.

Le ceneri vulcaniche possono costituire per accumulo presso un centro eruttivo dei veri e propri edifici vulcanici, denominati appunto coni di cenere, di solito di piccole dimensioni (da poche decine a poche centinaia di metri), costituiti da strati cineritici conici sovrapposti. Gli accumuli di cenere, dopo la deposizione, per compattazione e per precipitazione di cementi minerali dalle acque di percolazione, danno luogo a depositi di tufo (cenere compattata e in parte cementata) e di tufiti: queste ultime sono depositi tufacei contenenti materiale prevalentemente piroclastico (dal 50% al 90%) insieme a materiale detritico (frammenti litici non vulcanici, argilla, fossili), che si formano sovente in ambiente subacqueo (marino o continentale). Questi depositi formano coltri con stratificazione prevalentemente orizzontale, che tendono a colmare le irregolarità topografiche del substrato preesistente e possono estendersi anche per centinaia di chilometri quadrati. Possono essere incisi facilmente dai corsi d'acqua che danno luogo a profonde forre, fino a veri e propri canyon che delimitano altipiani con morfologia tabulare (a "mesa").
Per la facilità di lavorazione e le buone caratteristiche meccaniche, nelle aree in cui sono diffusi questi depositi sono stati sovente utilizzati come materiale da costruzione, o sono stati cavati per la realizzazione di abitazioni, tombe o altre strutture rupestri.
La cenere vulcanica particolarmente pura (composta soprattutto da silice o allumosilicati), è stata storicamente ed è tuttora utilizzata come legante idraulico per miscele cementizie sotto il nome di pozzolana. La pozzolana (il termine deriva da Pozzuoli, presso Napoli, dove si trovavano le principali cave di questo materiale) è la componente essenziale del calcestruzzo (opus caementicium) utilizzato dagli antichi Romani (e prima di loro da altre popolazioni italiche) per l'edilizia (soprattutto per fondazioni e infrastrutture come cisterne, edifici termali, ponti e acquedotti): Vitruvio, celebre architetto e urbanista romano del I sec. a.c. (80-15 a.c.), ne descrive le ottime proprietà statiche e di durevolezza. Attualmente è una componente essenziale di diverse categorie di cemento per edilizia.

Schema di un cono di cenere, che mostra la tipica sovrapposizione di strati cineritici.
Cono di cenere (Arizona, USA).
Coni di cenere (Monti Silvestri), sull'Etna (Sicilia, Italia).
Livelli alternati di cenere e lapilli (Isole Eolie, Italia).
Tipico paesaggio della Cappadocia (Turchia), regione caratterizzata da massivi depositi di tufo vulcanico.
livelli di tufiti finemente stratificati (Francia, massiccio Centrale).
blocco di tufo vulcanico del Montserrat (Piccole Antille inglesi, Mar dei Caraibi).
Muro di blocchi di tufo.
Tombe etrusche scavate nel tufo (Necropoli d Sovana, Italia).
"Tagliata" etrusca (strada scavata nel tufo). Sovana (Italia).
Segmento di acquedotto romano in opus caementicium (calcestruzzo pozzolanico). Germania.
Frammenti di opus caementicium (calcestruzzo pozzolanico), Olanda.
Fondazione di tomba romana sulla Via Appia antica in opus caementicium (Roma).
Cemento EMC (Energetically Modified Cement), costituito da pozzolana di origine vulcanica.

Le ceneri vulcaniche possono avere un impatto significativo sull'ambiente e sulla salute umana, come anche sulle attività umane. Esse possono ricoprire il territorio in strati spessi da pochi millimetri fino a diversi metri, inibendo la fotosintesi e causando il deperimento e la morte della vegetazione e delle coltivazioni. Posandosi sui pascoli, possono impedire il brucamento da parte di greggi e mandrie e causare danni allo stesso per ingestione. Possono inoltre accumularsi sulle strutture abitative fino a causare lo sfondamento dei tetti o comunque arrecare danni ingenti, soprattutto se imbevute di acqua per pioggia. Essendo composte di particelle a spigoli taglienti (per l'assenza di rielaborazione da parte delle acque correnti), possono causare irritazione agli occhi e alla pelle; per inalazione diretta inoltre possono danneggiare le mucose delle vie respiratorie e i polmoni, risultando particolarmente pericolose per persone il cui apparato respiratorio è in parte compromesso (ad esempio in caso di asma o enfisema polmonare). Una elevata concentrazione nell'aria di cenere vulcanica, fortemente abrasiva, può causare gravi danni alla struttura esterna degli aerei (cabina e piani di volo) e provocare l'abrasione dei vetri della cabina di pilotaggio fino a limitare fortemente la visibilità; inoltre le particelle di polvere, se entrano nei motori dei jet (con una temperatura di esercizio superiore ai 1000 °C), fondono e, ri-solidificando, si accumulano sulle parti mobili delle turbine provocandone il blocco. In generale, la cenere vulcanica può causare danni ingenti alle parti mobili di qualunque motore o meccanismo e causarne il grippaggio; può inoltre contaminare e rendere inservibili gli impianti di filtraggio e condizionamento dell'aria.

Bombardiere alleato ricoperto di cenere del Vesuvio durante l'eruzione del 1944.
Hangar della base aerea di Clark (Filippine) sfondati dagli accumuli di cenere del vulcano Pinatubo (eruzione del 1991).
accumulo di cenere vulcanica sui tetti. Eruzione 1991 del vulcano Pinatubo (Filippine).
Aereo (DC-10) ricoperto di cenere vulcanica durante l'eruzione del Pinatubo (1991). La cenere ha appesantito la coda del velivolo fino a causarne il parziale ribaltamento.
Piantagione di ananas ricoperta da cenere vulcanica (vulcano Taal, Filippine, 2020).
Panorama della città di Plymouth, capitale dell'isola di Montserrat (UK, Piccole Antille, Caraibi), sepolta dalla cenere del vulcano Soufriére durante una serie di eruzioni dal 1995 al 1997 e abbandonata.
Immagine di Plymouth durante l'eruzione del 1997.

Lapilli

I prodotti piroclastici vengono classificati come lapilli quando hanno dimensioni comprese fra i 2 e i 64 mm di diametro. Si tratta anche in questo caso di frammenti di lava, minerali o vetro vulcanico. Possono essere anche "grumi" di particelle di cenere che si aggregano dopo l'espulsione da un centro eruttivo (lapilli accrezionali).
Quando sono consolidati e cementati danno luogo a depositi specifici chiamati nella letteratura geologica lapillistone (letteralmente, in Inglese: pietra a lapilli, composta di lapilli), o anche tefra a lapilli.

Lapilli del Kilauea (Hawaii, USA).
Lapilli a vari stadi di erosione (Fuerteventura, Canarie, Spagna)
Cenere e lapilli accrezionali (sferoidali e granulosi, composti da particelle di cenere).
Roccia composta da lapilli consolidati e cementati (lapillistone).

Bombe vulcaniche

Una bomba vulcanica è un piroclasto avente un diametro superiore ai 64 millimetri, che si forma durante un'eruzione vulcanica. Durante questo evento, frammenti di lava dotati di una specifica viscosità vengono espulsi dal vulcano, e prima di raggiungere il suolo si raffreddano fino a solidificarsi in tutto o in parte. Le bombe di lava possono essere scagliate a molti chilometri di distanza dal luogo dell'eruzione, e spesso acquistano forme aerodinamiche durante il loro volo. Una bomba vulcanica può raffreddarsi esternamente, mentre la sua parte interna è ancora ad alta temperatura e semifluida: si sviluppa quindi una crosta esterna solida nella quale si creano fenditure dovute alle rapide variazioni di forma della parte interna sotto le sollecitazioni del volo. Questo tipo di bomba è conosciuto come bomba a crosta di pane. Se un frammento di lava si mantiene ad elevata temperatura e semiliquido o allo stato plastico fino a terra, in seguito alla collisione con il substrato si forma una bomba a sterco di vacca (con ovvie implicazioni morfologiche...). Depositi composti prevalentemente da elementi delle dimensioni delle bombe vulcaniche si dicono tefra a bombe o anche brecce piroclastiche.
Le bombe vulcaniche arrivano a dimensioni rilevanti (fino a metri di diametro e svariate tonnellate di peso), e, anche per l'elevata temperatura, costituiscono un notevole pericolo durante le eruzioni. Come è intuibile, questi fenomeni sono frequenti nelle eruzioni vulcaniche a chimismo acido, con lave fortemente sialiche.

Eruzione dello Stromboli (Isole Eolie, Sicilia, Italia): visibili le traiettorie balistiche delle bombe vulcaniche espulse dai crateri.
Video di un'eruzione del vulcano Yasur (Vanuatu). Visibile l'espulsione di bombe vulcaniche.
Bomba vulcanica appena caduta, ancora incandescente.
Bomba vulcanica (Etna), su letto di lapilli.
Bomba a "crosta di pane" Idaho (USA).
Bomba vulcanica a "sterco di vacca".
Bomba di lava, Strohn, Renania-Palatinato, Germania, con un diametro di 5 metri e un peso di 120 tonnellate. È stato causato da un'eruzione vulcanica nell'8300 a.C.
Bomba vulcanica inclusa in uno strato di cenere e lapilli.

Scorie e pomici

Si tratta di prodotti tipici di eruzioni esplosive, in cui si ha degassamento e raffreddamento rapidissimi dei brandelli di lava proiettati fuori dei condotti magmatici. Si possono però formare anche presso alla superficie di colate laviche, con modalità simili, e costituiscono in tal caso frammenti di lava a blocchi.
La pomice si origina da lave che possono andare da molto sialiche a intermedie (raramente femiche) e si caratterizza per una struttura tridimensionale simile a schiuma, con piccole bolle sferoidali numerosissime (quindi una sorta di "camere d'aria"): è l'unica roccia con peso specifico inferiore a quello dell'acqua, e che quindi galleggia. Questo prodotto può formare coltri anche molto spesse quando è il prodotto di eruzioni di tipo pliniano, come vedremo più avanti. La pomice è utilizzata nell'industria e nell'edilizia per le sue proprietà coibenti e termo-isolanti unite all'estrema leggerezza. Trova tradizionalmente utilizzo anche nell'industria cosmetica per la cura della pelle e le unghie, per le sue proprietà abrasive.
Le scorie derivano generalmente da lave intermedio-femiche (basaltiche e andesitiche) e sono caratterizzate da bolle piuttosto grandi e di forma ellissoidale. Per quanto decisamente più leggere rispetto alle normali bombe vulcaniche, il loro peso specifico è superiore a quello dell'acqua e quindi affondano. L'accumulo di questi prodotti può dare origine a piccoli edifici vulcanici, detti appunto coni di scorie. Occasionalmente, le scorie sono usate nell'edilizia (soprattutto rurale).

Tipico frammento di pomice (arrotondato dall'azione delle correnti marine in questo caso).
Pomice.
Deposito di pomice.
Blocco di pomice da una colata di Lipari (Isole Eolie).
pomici su una spiaggia di Stromboli (Isole Eolie)
Pomice dell'Etna.
Pomice galleggiante sul mare, dopo un'eruzione (Giappone).
Cava di pomice (Yali, Grecia).
Campione di scoria delle dimensioni di circa 10 cm.
Scoria basaltica. L'iridescenza è prodotta da patine di ematite (un ossido di ferro).
Particolare della struttura vescicolare sulla superficie di una scoria.
Scorie associate a bombe vulcaniche a "sterco di vacca".
Cono di scorie.

Tipi di vulcani in base alla forma

I vulcani si possono classificare in base alla forma e alla struttura interna dell'edificio vulcanico, che dipende a sua volta dal chimismo, dalla tipologia di prodotti vulcanici e dalle modalità eruttive.

Vulcani a scudo

Schema generale di un vulcano a scudo, in sezione e in pianta (riquadro in alto a sinistra).

Le provincie magmatiche basaltiche (femiche) sono caratterizzate dall'effusione di grandi quantità di lava fluida e poco viscosa. Quando i flussi di magma sono convogliati in condotti individuali, in seguito ad eventi eruttivi ripetuti si possono formare edifici vulcanici con caratteristiche morfologiche peculiari: i cosiddetti vulcani a scudo (shield volcano, nella terminologia anglosassone). Questi edifici sono caratterizzati, proprio per la fluidità delle lave, che possono arrivare a distanze considerevoli dal cratere e sono libere di espandersi nelle aree periferiche dell'edificio stesso, da basse pendenze dei versanti e morfologia piuttosto regolare (come appunto uno scudo rotondo appoggiato a terra con la convessità verso l'alto). Con queste caratteristiche di attività, tali apparati possono raggiungere diametri considerevoli, anche fino a svariate decine di chilometri.
L'edificio in questo caso è costituito prevalentemente dalla sovrapposizione e dalla giustapposizione laterale delle colate che si sono succedute nel tempo, mentre i livelli cineritici sono in genere molto subordinati e di spessore ridotto. Questi vulcani presentano anche una attività effusiva abbastanza continua durante la loro vita (a meno che, a un certo punto, non cambi il chimismo), quindi i volumi di lava emessi possono essere assai cospicui e permettere a questi edifici vulcanici di raggiungere altezze considerevoli (fino a oltre 4000 m).

E' la tipica morfologia dei vulcani hawaiani, dei quali il più notevole è il Mauna Loa, sull'isola di Hawaii (la più grande e l'unica attualmente attiva dell'arcipelago). Questo vulcano è considerato il più grande vulcano attivo della Terra per volume, e raggiunge un'altitudine di 4169 m s.l.m. (ma bisogna considerare che sorge da un fondale oceanico profondo circa 5000 m, quindi raggiunge in realtà un'altezza complessiva di oltre 9000 m, più del Monte Everest).

Il Mauna Loa, il vulcano a scudo più grande della Terra.
Uno dei crateri del Kilauea (Hawaii). Sullo sfondo, il Mauna Loa.
Il Mauna Kea (Hawaii)
Il Mauna Kea dall'osservatorio vulcanologico sul Mauna Loa.
Vulcano Skjaldbreiður, Islanda.
Queen Mary's Peak, il vulcano a scudo che costituisce l'isola di Tristan da Cunha (Atlantico meridionale, Regno Unito).
Vulcano Alcedo, Isla Isabela (Galapagos, Pacifico meridionale, Ecuador).
Olympus Mons (Marte), il vulcano più grande conosciuto nel Sistema Solare. Si tratta di un vulcano a scudo, con un'altezza di 21.9 Km sulla superficie del pianeta e un diametro di 600 Km.

Stratovulcani

Diagramma che mostra la sezione ideale di uno stratovulcano. A) afflusso di lava; B) condotto centrale; C) cono avventizio sul fianco dell'edificio vulcanico; D) colata di lava; E) filone-strato; F) depositi piroclastici; G) cratere centrale (con riempimento); H) condotto abbandonato.

Le provincie magmatiche intermedie e sialiche (lave andesitiche e riolitiche) sono caratterizzate da centri eruttivi con attività mista (effusiva ed esplosiva o prevalentemente esplosiva per i vulcani a chimismo più acido). In questo caso, gli edifici vulcanici sono costituiti in parte da colate laviche e in parte di prodotti piroclastici (cenere, lapilli e bombe vulcaniche), ovvero da tufi. Le eruzioni di questo tipo producono grandi quantità di cenere e lapilli ma colate laviche di volume relativamente più ridotto rispetto ai vulcani a scudo. Tutto questo materiale (a parte le frazioni più fini della cenere vulcanica, che possono essere trasportate dal vento ad una certa distanza), tende a depositarsi poco lontano del centro eruttivo: le colate di lava infatti come abbiamo visto sono piuttosto brevi (perché il magma è molto viscoso), mentre le frazioni grossolane di cenere e lapilli ricadono nelle immediate vicinanze del cratere. Inoltre, il materiale piroclastico ad elevata temperatura che ricade lungo i versanti tende ad accrezionarsi rapidamente (cioè le particelle di cenere e lapilli tendono a "saldarsi" insieme). Questo dà origine ad un edificio con versanti piuttosto ripidi, costituito da "coni" concentrici sovrapposti di materiale piroclastico e lavico.
Questi edifici, in sezione, hanno quindi un tipico aspetto stratificato, dato dall'alternanza di prodotti piroclastici con caratteristiche diverse tra loro (prevalenza di cenere o lapilli e bombe), e di colate laviche: sono chiamati perciò stratovulcani. L'elevata viscosità della lava inoltre causa sovente ostruzioni del condotto centrale: in questi casi il magma, deviando, può formare filoni di vario tipo e, arrivando alla superficie sui versanti dell'edificio vulcanico principale, dare origine a coni avventizi (o anche coni parassiti).
Questo tipo di edifici vulcanici può raggiungere in tempi relativamente brevi dal punto di vista geologico (cioè centinaia o migliaia di anni) notevoli altezze (fino ad alcune migliaia di metri), grazie ai grandi volumi di materiali piroclastici emessi. Tuttavia, durante episodi eruttivi particolarmente violenti (parossistici), la loro stessa attività esplosiva può smantellarli in tempi brevissimi (ore, giorni, settimane). La loro struttura interna è spesso caratterizzata dal sovrapporsi di edifici (edifici compositi) derivati dai diversi episodi parossistici che si sono susseguiti nella loro storia, ciascuno cresciuto al di sopra dei resti smantellati degli edifici precedenti.

Si tratta dei vulcani con i fattori di rischio vulcanico più elevato, per il territorio circostante e la popolazione.

Un esempio notevole è l'evoluzione recente del vulcano insulare Krakatoa (Pacifico meridionale, tra le isole di Giava e Sumatra, nell'arcipelago della Sonda). Questo vulcano è stato protagonista di una eruzione catastrofica nel maggio del 1883, che distrusse i due terzi del territorio che allora era l'isola di Krakatoa (9 km di lunghezza e 5 km di larghezza), causando la morte, secondo le stime, di circa 36000 persone in tutta l'area indonesiana e malese, soprattutto a causa dell'onda di maremoto (tsunami) che ne seguì. Nuove ripetute eruzioni del vulcano, a partire dal 1927 fino ai giorni nostri, hanno fatto emergere gradualmente una nuova isola, chiamata Anak Krakatau (figlio di Krakatoa). Dagli anni cinquanta l'isola ha aumentato la sua altezza ad un ritmo medio di 13 centimetri alla settimana.
Un esempio più vicino a noi è costituito dal complesso vulcanico del Somma-Vesuvio. Il Monte Somma è l'edificio più antico, formatosi antecedentemente alla celebre eruzione catastrofica del 79 D.C., e ora forma l'orlo di una caldera che borda l'attuale edificio a cono del Vesuvio nella parte settentrionale. Il Monte Somma costituisce i resti semi-smantellati dell'edificio "preistorico" del Vesuvio, costruito a partire da circa 18300 anni fa, e fino all'eruzione pliniana del 79 D.C. costituiva un edificio a cono con un picco terminale. Questo edificio fu smantellato in tutta la sua parte meridionale dall'attività esplosiva parossistica conseguente all'eruzione pliniana, e i prodotti piroclastici di tale episodio costituiscono le coltri che hanno seppellito le città di Pompei, Ercolano e Stabia (oltre a centri minori, ville e fattorie isolate). L'edificio attuale del Vesuvio è stato costruito durante le ripetute eruzioni di magnitudine inferiore a quella pliniana succedutesi in epoca recente (l'ultima delle quali nel 1944).

Il Monte Fuji, Giappone.
Eruzione del vulcano Mayon, Filippine.
Stromboli (Isole Eolie, Italia).
Cono de Arita, Ande (Argentina)
Vulcano dell'isola di Pico (Azzorre, Portogallo). Il picco sulla cima del vulcano è una protrusione solida di lava.
L'arcipelago del Krakatoa (Indonesia). Sono visibili i resti dell'isola originaria (anteriore all'eruzione catastrofica del 1883) e, in posizione centrale, il nuovo edificio di Anak Krakatau ("figlio di Krakatau") in eruzione.
Evoluzione del Krakatoa da 1883 ad oggi.
Il complesso vulcanico Somma-Vesuvio in foto aerea. Ben visibile l'orlo della caldera di collasso del Monte Somma, a nord dell'attuale cono del Vesuvio.
Sezione schematica dell'edificio vulcanico del Somma-Vesuvio. Il Monte Somma rappresenta l'edificio semi-smantellato e in parte collassato antecedente l'eruzione pliniana del 79 D.C.; l'edificio del Vesuvio propriamente detto è stato costruito successivamente, fino ai giorni nostri.

Tipi di vulcani in base alla tipologia di eruzione

I meccanismi e le modalità delle eruzioni determinano sia la morfologia degli edifici, sia gli effetti sul territorio (e quindi, come vedremo, i fattori di rischio vulcanico). I tipi principali di eruzione sono tre:

Eruzioni magmatiche. Sono il tipo più comune e meglio osservato e studiato: in queste eruzioni si ha la produzione di lave da magma degassato (in forma di colate o prodotti piroclastici a seconda del chimismo basico o acido).

Eruzioni freatiche. In questo caso l'eruzione è causata dallo sviluppo di vapore acqueo surriscaldato, in seguito al contatto tra il magma e acque di falda o superficiali: l'espansione improvvisa del vapore acqueo causa una eruzione esplosiva con emissione di vapore, gas e materiale piroclastico. In questo tipo di eruzione non si osserva fuoriuscita di lave, mentre i materiali piroclastici derivano dalla frammentazione di rocce vulcaniche preesistenti.

Eruzioni freato-magmatiche. Derivano sempre dall'interazione di magma con acqua, ma in questo caso si osservano anche emissioni di lava fusa e/o materiali piroclastici derivati dal degassamento violento del magma (si tratta quindi di prodotti juvenili, cioè di nuova formazione).

Eruzioni magmatiche

Come abbiamo visto, il chimismo del magma determina in gran parte sia le modalità delle eruzioni che, conseguentemente, la struttura e la morfologia degli edifici vulcanici: a seconda della composizione chimica della lava i vulcani hanno eruzioni da effusive (lava molto fluida, povera di silice) a esplosive (lava poco fluida, ricca di silice), con apparati vulcanici che vanno di conseguenza da fessurali, a vulcani a scudo, a stratovulcani.

Tipologia di eruzione in relazione ai tipi di edificio vulcanico.

Tuttavia, questo schema non va considerato in modo rigido, né generalizzato eccessivamente: vi possono essere eruzioni esplosive anche in sistemi vulcanici di tipo basaltico ed episodi effusivi estesi in vulcani a chimismo acido. Inoltre, le modalità eruttive possono variare anche notevolmente nel corso di una singola eruzione, per varie ragioni (episodi di attività esplosiva freatica o freato-magmatica, ostruzione del condotto principale, venute di magma con diverso chimismo nello stesso episodio eruttivo, fasi di degassamento più o meno spinto, apertura di fratture e faglie nell'edificio vulcanico, collasso dello stesso, etc.). Ogni eruzione ha una propria storia, e sono rari i vulcani in cui le eruzioni si succedono con caratteristiche abbastanza costanti.
Come già accennato, il chimismo può variare notevolmente anche nel corso della vita di un vulcano; in base alla storia geologica dell'apparato vulcanico, si distinguono quindi:

Schema geologico semplificato del complesso vulcanico dell'Etna.

Edifici monogenici. Generati dall'accumulo di prodotti di una singola eruzione o da una singola fase eruttiva. Si tratta in genere (ma non necessariamente) di edifici di estensione limitata, come ad esempio i coni di scorie.
Edifici poligenici. Generati dal succedersi di diverse fasi eruttive separate da periodi di quiete, anche con variazioni significative del chimismo delle lave e delle emissioni piroclastiche, e del tipo di attività. Sono decisamente la maggioranza, soprattutto dei più significativi.

Un notevole esempio di edificio vulcanico poligenico e composito (cioè formato dalla sovrapposizione di più edifici) è L'Etna. Il primo complesso vulcanico dell'Etna (da 700000 a 200000 anni fa) fu caratterizzato da attività fessurale sottomarina con lave basaltiche molto fluide a pillows, in un vasto golfo marino (golfo pre-etneo); l'attività poi passò gradualmente da fessurale a centrale, con il sorgere di un apparato vulcanico a scudo (che costituisce parte del basamento dell'edificio attuale). Da 150000 anni fa, si ha attività sia esplosiva che effusiva con centri eruttivi che migrano da sud-est verso nord-ovest: il risultato è la costruzione di vari edifici successivi (stratovulcani), intervallati da diversi collassi calderici, il maggiore dei quali diede origine alla grande depressione della Valle del Bove. Nell'edificio attuale (il Mongibello, uno stratovulcano formatosi negli ultimi 15000 anni in due fasi successive), il chimismo è variato nel corso del tempo da relativamente acido fino a basaltico. Le eruzioni storiche hanno avuto carattere fondamentalmente effusivo, anche se accompagnate da discrete quantità di ceneri e altri prodotti piroclastici (che spesso nell'epoca più recente rendono necessaria la deviazione o l'interruzione del traffico aereo da e per l'aeroporto di Catania), alternate a fasi eruttive a fontane di lava di tipo stromboliano. Non sono mancati episodi esplosivi, come nel 1987 una esplosione improvvisa presso il cratere sommitale che costò la vita a due turisti, o nel 2017 con 10 feriti tra cui una troupe della BBC. Non è infrequente nemmeno attività fessurale, spesso sotto forma di allineamenti di bocche eruttive, determinata dall'aprirsi di fratture sui versanti del vulcano sotto la pressione della lava.

Modello in 3D dell'Etna. Notare l'enorme struttura di collasso della Valle del Bove (che permette di vedere in affioramento i resti degli apparati vulcanici sepolti sotto l'edificio attuale).
Etna. Colata di lava.
Fontane di lava e colate di lava (dicembre 2018).
Colonna di cenere dal cratere sommitale dell'Etna. Eruzione dell'ottobre 2013.
Eruzione esplosiva del 2021.
Attività fessurale evidenziata da una serie di bocche eruttive allineate.

Eruzioni di tipo islandese

Sono eruzioni tipiche di provincie magmatiche basaltiche, con lave particolarmente fluide. Come abbiamo visto, se le venute di lava non sono da emissioni centralizzate ma da fenditure, non si ha la formazione di edifici vulcanici significativi, bensì enormi coltri laviche (pari a milioni di chilometri cubici) che tendono a riempire e "livellare" la topografia preesistente. Questo avviene ad esempio in diverse aree dell'Islanda, dove il fenomeno è attualmente molto attivo ed è stato particolarmente studiato, ma vi sono (e vi sono stati in passato) stili eruttivi del tutto similari in varie parti del mondo (ad esempio in Etiopia, nella Fossa Dancalica).
Le emissioni fissurali di lava non danno luogo ad edifici localizzati (come i vulcani a scudo), a parte limitati accumuli locali ai lati delle fenditure e occasionalmente piccoli coni di materiale piroclastico (coni di scorie) nelle fasi finali delle eruzioni, ove le fenditure sono ormai in gran parte ostruite e si formano bocche multiple in serie. Queste emissioni formano prevalentemente delle ampie aree pianeggianti di lava, definite plateaux, a prevalente composizione basaltica, spesse fino a centinaia di metri e su aree di migliaia di chilometri quadrati.
Eruzioni di tipo fissurale di minore entità possono verificarsi localmente anche entro edifici vulcanici, in cui la pressione interna del magma riesce ad aprire nell'edificio stesso fratture da cui fuoriesce la lava, ad esempio nei grandi vulcani a scudo dell'isola di Hawaii (segnatamente il Kilawea).

Eruzione fessurale in Islanda. Complesso del Fimmvörðuháls (2010).
Eruzione lineare da una fenditura del vulcano a scudo Kilauea (Hawaii).
Propagazione di una frattura attiva con emissione di lava fluida basaltica. Kilauea (Hawaii).
altopiano basaltico del Deccan (India), deriva da eruzioni di tipo islandese, di grande magnitudine, di età cretacea.
Aree che sono state interessate da grandi effusioni di lava da eruzioni di tipo islandese, formando plateaux basaltici.

L'esempio forse più eclatante di questo tipo di eruzione in epoca storica è costituito dal sistema del Laki, in Islanda meridionale, parte del più grande complesso vulcanico del Grímsvötn. Si tratta di una fenditura di circ 25 Km di lunghezza. Il sistema del Laki è celebre per una eruzione, avvenuta tra il 1783 e il 1784, in cui venne coinvolto anche il Grímsvötn. Il flusso basaltico generato, secondo alcune stime, ammontò a 14 chilometri cubi di lava; il volume totale del tefra emesso fu pari a 0,91 chilometri cubi; le nubi di diossido di zolfo e di fluoro emesse nel corso dell'evento uccisero più del 50% del bestiame dell'isola, causando una carestia che a sua volta sterminò circa il 25% della popolazione islandese.
L'eruzione ebbe inizio l'8 giugno 1783 con l'apertura di una fenditura che collegava almeno 130 bocche eruttive in sequenza, accompagnata da esplosioni freatomagmatiche provocate dal contatto tra il magma e l'acqua del sottosuolo. Iniziata con carattere esplosivo (come vedremo, di tipo pliniano), l'eruzione si fece meno violenta nei giorni successivi, assumendo la modalità di fontane di lava (di tipo stromboliano) e poi di effusioni di lava più fluida (tipo islandese in senso stretto). Altissime fontane di lava cominciarono ad espellere enormi quantità di basalto. Secondo le stime basate sulle testimonianze dell'epoca, le fontane di lava raggiunsero un'altezza compresa tra 800 e 1.400 metri. Le emissioni di aerosol di acido solforico avvenute negli otto mesi successivi provocarono notevoli effetti sul clima e nella società dell'intero emisfero boreale. La colonna di gas, polveri e cenere raggiunse un'altitudine di circa 15 chilometri, oltrepassando dunque il limite della troposfera, e gli aerosol solforici furono dispersi nell'atmosfera di tutto l'emisfero settentrionale. La foschia e la ricaduta di polveri sulla Gran Bretagna valsero all'estate del 1783 il nome di sand-summer (estate della sabbia). L'eruzione ebbe pesanti ripercussioni sul clima in Europa e sull'agricoltura per tutto il decennio successivo.

Locazione del sistema del Laki.
Veduta panoramica di un tratto della fenditura di Lakagígar, la principale del sistema del Laki.
Sequenza di bocche eruttive del Laki
Un tratto del Laki.
Altro tratto del Laki.
Tunnel di lava, parte del complesso del Laki.

Eruzioni hawaiiane

Eruzione hawaiana: 1: pennacchio di cenere, 2: fontana di lava, 3: cratere, 4: lago di lava, 5: fumarole, 6: colata di lava, 7 strati di lava e cineriti, 8: substrato, 9: filone-strato, 10: condotto magmatico, 11: camera magmatica, 12: dicco

Questo tipo di eruzione vulcanica è caratterizzato da colate di lava molto fluida (a composizione basaltica per lo più), povera di silice e di vapore, che fuoriescono dai condotti in modo continuo, con attività esplosiva assente o molto ridotta, e ridotte emissioni di prodotti piroclastici. È chiamata così perché è caratteristica dei vulcani hawaiiani. Tipicamente si tratta di eruzioni effusive, con lave ad alta temperatura (da un migliaio fino a 1400 °C). La lava, essendo molto fluida, è in grado di percorrere lunghe distanze e di espandersi nelle regioni periferiche dell'edificio (nelle Hawaii ad esempio spesso il magma arriva fino al mare, espandendo il territorio emerso dell'isola), formando veri e propri fiumi di lava (con argini naturali) e tunnel di lava. Gli edifici costruiti da questo tipo di attività sono caratteristici vulcani a scudo.
Un'altra caratteristica di questo tipo di vulcani sono i laghi di lava, che possono essere sia effimeri (temporanei, tendenti a solidificare in tempi brevi) che perenni (presenti con continuità, con variazioni più o meno accentuate del livello della lava). Anche in questo caso però, come abbiamo visto, non mancano manifestazioni eruttive di diverso tipo, come episodi esplosivi (che possono essere causati da attività freato-magmatica o fasi di degassamento), emissioni più accentuate di materiale piroclastico, attività fessurale per fratture indotte nell'edificio dalla pressione della lava. Possono esservi coni avventizi, prodotti dalla molteplicità dei condotti lavici e da fenomeni di diversione degli stessi.

Filmato di una eruzione del Kilauea (Hawai).

Fontana di lava in una eruzione hawuaiiana
Lago di lava all'interno del cratere del Kialuea
Lago e tunnel di lava (Kupaianaha)
La lava arriva al mare (Hawaii)
Turisti osservano una colata lavica (Hawaii)
La colata lavica ha raggiunto una casa (Hawaii)

Eruzioni stromboliane

Schema di una eruzione stromboliana e dell'edificio vulcanico prodotto da questo tipo di eruzioni; 1: pennacchio di cenere, 2: lapilli, 3: fallout di cenere, 4: fontana di lava, 5: bombe vulcaniche, 6: colate di lava, 7 strati di lava e cineriti, 8: substrato, 9: dicco, 10: condotto magmatico, 11: camera magmatica, 12: filone-strato.

Le eruzioni stromboliane sono eruzioni vulcaniche con caratteristiche intermedie rispetto ad eruzioni esplosive ed effusive. Il vulcano erutta sia piroclasti (ceneri, lapilli, bombe) sia lava, formando un tipico stratovulcano. Il nome deriva dal vulcano Stromboli, facente parte delle Isole Eolie, in Sicilia, dove tali eruzioni consistono nell'espulsione di scorie incandescenti, lapilli e bombe di lava ad altitudini da decine fino a centinaia di metri. Le eruzioni dell'Etna sono spesso stromboliane.
Le eruzioni stromboliane sono innescate dallo scoppio di bolle di gas all'interno del magma, ricco di composti volatili. Queste bolle di gas e vapore acqueo si formano all'interno del magma, con il degassamento che avviene a bassa profondità e durante l'effusione in superficie; si accumulano e si aggregano in bolle di grandi dimensioni. Quando raggiungono la superficie, la differenza di pressione rispetto all'atmosfera fa sì che le bolle scoppino con un forte schiocco, lanciando il magma in aria come fontane di lava, in brandelli fusi che solidificano rapidamente in forma di prodotti piroclastici (cenere grossolana, lapilli, bombe). A causa delle elevate pressioni gassose associate alle lave, l'attività continuativa è generalmente sotto forma di eruzioni esplosive episodiche accompagnate da caratteristici forti scoppi. Durante le eruzioni, queste esplosioni si verificano anche ogni pochi minuti, ma senza una periodicità definita.
Le eruzioni stromboliane in senso stretto sono quindi brevi e ripetute eruzioni esplosive di lave a composizione basaltica ma relativamente più viscose rispetto ai vulcani hawaiani, che producono tipicamente delle colate a blocchi e materiali piroclastici tipo lapilli e bombe. Rispetto alle eruzioni di tipo hawaiano, producono volumi di lava fluida molto minori e in colate di entità ridotta.

La pericolosità delle eruzioni stromboliane, di per sé è generalmente piuttosto bassa, a meno di non avvicinarsi eccessivamente ai centri eruttivi o alle colate laviche (anche se nessuna eruzione vulcanica deve essere sottovalutata): infatti l'isola di Stromboli ad esempio è stata abitata fin dall'antichità (e lo è tuttora), nonostante l'attività continua del vulcano omonimo.

Filmati di eruzioni dell'Etna: 17 novembre 2013-1; 17 novembre-2; 2015;

Eruzione di piroclasti (ceneri, lapilli, bombe vulcaniche) dello Stromboli
Eruzione a lava e piroclasti dello Stromboli
La sciara del fuoco, Stromboli. Si tratta di un solco nel quale tendono a incanalarsi le colate recenti e attuali di lava.
Eruzione a fontana di lava dello Stromboli
Eruzione stromboliana dell'Etna
Eruzione dell'Etna, settembre 2007

Eruzioni vulcaniane

Schema di una eruzione vulcaniana e del relativo edificio vulcanico. 1: pennacchio di cenere; 2: lapilli; 3: fontana di lava; 4: fallout di cenere vulcanica; 5: bombe vulcaniche; 6: colate di lava; 7: strati di lave e prodotti piroclastici; 8: substrato; 9: filone-strato; 10: condotto magmatico; 11: dicco; 12: camera magmatica.

Le eruzioni vulcaniane prendono il nome dall'isola di Vulcano (Isole Eolie, Sicilia). Questa definizione si deve alle osservazioni del sismologo e vulcanologo Giuseppe Mercalli sulle eruzioni di questo apparato del 1888-1890. Nelle eruzioni vulcaniane, il magma è di tipo intermedio (andesitico-dacitico), più viscoso rispetto a quello che dà origine alle eruzioni stromboliane. La viscosità del magma in questo caso ostacola la fuoriuscita dei gas dalle bolle che si formano con il degassamento nella parte terminale del condotto magmatico e nel cratere, ove la lava inizia quindi a solidificare formando un "tappo". Questo processo porta all'accumulo di un'elevata pressione dei gas imprigionati che alla fine fa saltare il tappo che trattiene la lava dando luogo a un'eruzione esplosiva tipo fontana di lava. Tuttavia, a differenza delle eruzioni stromboliane, i frammenti di lava espulsi non sono aerodinamici; ciò è dovuto alla maggiore viscosità del magma vulcaniano e alla maggiore presenza nella lava di materiale solido derivato dalla frammentazione del "tappo" di lava. Perciò questi apparati sono generalmente più esplosivi dei loro omologhi stromboliani, con pennacchi di cenere e materiali piroclastici decisamente più cospicui, che spesso raggiungono un'altezza compresa tra 5 e 10 km.

L'attività vulcaniana tipica è in due fasi: la fase iniziale è caratterizzata da una serie di esplosioni di breve durata, che durano da pochi minuti a poche ore e sono caratterizzate dall'espulsione di lapilli e bombe vulcaniche. Queste esplosioni gradualmente distruggono il duomo di lava che trattiene il magma e portano alla seconda fase, costituita da eruzioni effusive molto più continue (anche se sempre brevi e di volume ridotto rispetto ai vulcani hawaiani).

Gli apparati vulcanici di tipo vulcaniano sono tendenzialmente più pericolosi di quelli stromboliani, per la loro maggiore esplosività e la presenza di piogge di materiale piroclastico più abbondanti e di maggiore diametro, che giungono anche più lontano.

Eruzione del Vesuvio del 1944
Eruzione del Vesuvio del 1631

Eruzioni peleane

Schema di una eruzione peleana e del tipo di apparato relativo. 1: colonna di prodotti piroclastici; 2: fallout di ceneri; 3) duomo/protrusione solida di lava estremamente viscosa; 4) bombe vulcaniche; 5: flussi piroclastici (nubi ardenti); 6: strati di prodotti piroclastici e lave; 7: substrato; 8: condotto magmatico; 9: camera magmatica.

Le eruzioni peleane prendono il nome dal vulcano Mont Pelée in Martinica, sede di un'eruzione di questo tipo nel 1902 che costituisce uno dei peggiori disastri naturali della storia. Nelle eruzioni Peleane il magma è ancora più viscoso rispetto ai tipi precedenti (rioliti, daciti e andesiti), innescando la formazione di duomi lavici e protrusioni solide, con accumulo di forte pressione dei gas al di sotto. Si producono quindi forti esplosioni nelle quali una grande quantità di gas, polvere, cenere e frammenti di lava vengono espulsi dal cratere del vulcano e formano spesso vere e proprie colonne eruttive. La crescita di una protrusione solida o di un duomo lavico costituisce quindi l'indicazione della prossimità di un'eruzione esplosiva. Il materiale spinto in alto come colonna eruttiva tende rapidamente a collassare su se stesso, formando flussi piroclastici in rapido movimento fatti di materiale ad alta temperatura (fino a 300-400 °C), le cosiddette nubi ardenti. Questi flussi, che scorrono lungo il fianco della montagna ad alta velocità, spesso oltre 150 km/ora, rendono le eruzioni di tipo peleano tra le più pericolose al mondo, in grado di distruggere aree popolate e causare gravi perdite di vite umane. L'eruzione del Mont Pelée del 1902 ha causato enormi distruzioni, uccidendo più di 30.000 persone (con soli tre sopravvissuti documentati) e distruggendo completamente Saint-Pierre, costituendo così il peggior evento vulcanico del XX secolo.
Le eruzioni peleane sono abbastanza simili a quelle vulcaniane, ma ne differiscono per la tendenza a dare un'unica esplosione catastrofica piuttosto che una serie di eventi esplosivi minori. Si osservano anche colate di lava ma generalmente molto ridotte.

Documentario sull'eruzione del vulcano St. Helens (falso HD).
Video di nubi ardenti (colate piroclastiche). Vulcano Unzen. Vari flussi piroclastici. Vulcano Sinabung (HD).

Eruzione del 1992 del Vulcano Pinatubo, Filippine
Il vulcano S.Helens il giorno prima dell'eruzione
Il Mt. S.Helens dopo l'eruzione
Il fungo di ceneri dell'eruzione del Mt. S.Helens
Formazione di una cupola di lava
Duomo lavico del Mt. S.Helens

Eruzioni pliniane

Schema di una eruzione pliniana. Fase iniziale esplosiva. formazione di una colonna eruttiva sostenuta composta prodotti piroclastici ad elevata temperatura. 1: colonna eruttiva e pino vulcanico; 2: condotto magmatico; 3: fallout di cenere; 4: strati di prodotti piroclastici prevalenti e lave; 5:substrato.
Schema di eruzione pliniana. Fase finale: collasso della colonna eruttiva e formazione di flussi piroclastici (o lahar). 1: colonna di cenere in fase di collasso; 2: fallout di ceneri vulcaniche; 3: fuoriuscita di lava ad alta viscosità; 4: bombe vulcaniche; 5: flussi piroclastici; 6: strati di prodotti piroclastici prevalenti e lave; 7: substrato; 8: condotto magmatico.

Le eruzioni pliniane prendono questo nome dalla storica eruzione del Vesuvio del 79 d.C. che seppellì le città romane di Pompei ed Ercolano e Stabia insieme ad un vasto territorio e i cui effetti furono descritti da Plinio il Giovane. Il processo che alimenta le eruzioni pliniane inizia nella camera magmatica, dove i gas volatili disciolti sono immagazzinati nel magma. I gas si liberano formando bolle che si accumulano durante la risalita attraverso il condotto magmatico. Queste bolle tendono a fondersi formando bolle più grandi di forma allungata ("slug": letteralmente lumache nella terminologia anglosassone), e una volta che i gas accumulati raggiungono una determinata proporzione (circa il 75% del volume totale del condotto magmatico), si ha un'eruzione altamente esplosiva. I gas e il magma associato vengono spinti violentemente verso l'alto fuori dal condotto, formando una colonna eruttiva di grandi proporzioni.
Queste imponenti colonne eruttive sono la caratteristica distintiva di un'eruzione pliniana e raggiungono fino a 45 km di altezza nell'atmosfera. La parte più densa della colonna, direttamente sopra il vulcano, è guidata internamente dall'espansione del gas. Man mano che si spinge più in alto nell'aria, il pennacchio si espande e diventa meno denso; in questa fase la risalita del materiale vulcanico è guidata dalla convezione e dall'espansione termica della cenere vulcanica, che forma una nube convettiva a forma di pino (pino vulcanico), che si sviluppa fino a raggiungere in molti casi la stratosfera. Nella parte superiore del pennacchio, i venti in quota tendono però a spingere il materiale più fine lontano dal centro eruttivo.
Gli apparati vulcanici che danno origine a eruzioni pliniane sono generalmente caratterizzati da lave molto sialiche (riolitiche o dacitiche) ed estremamente viscose. Tuttavia, come abbiamo visto, anche vulcani basaltici in certe condizioni possono dare origine a eventi eruttivi pliniani, quando si ha differenziazione di magmi sialici nella parte superiore della camera magmatica, o quando la risalita del magma è molto veloce.
Le eruzioni pliniane sono molto simili a quelle peleane, ma sono caratterizzate dal fatto che invece di dare luogo a fenomeni esplosivi episodici, formano colonne eruttive sostenute e molto sviluppate in altezza, prodotte dall'abbondanza di bolle di gas che si muovono verso l'alto alla stessa velocità della lava e del materiale piroclastico che le circonda. Le regioni colpite da eruzioni pliniane sono soggette a una forte caduta di cenere e pomice che interessa aree di dimensioni fino a decine e centinaia di chilometri quadrati. Il materiale contenuto nel pennacchio di cenere alla fine torna al suolo, ricoprendo il paesaggio con uno spesso strato di molti chilometri cubi di cenere.
La colonna eruttiva, finché la pressione del gas permane, si autosostiene; successivamente, con il degassamento e il raffreddamento del materiale piroclastico, si ha il collasso della colonna su se stessa e poi lungo i versanti del vulcano. Proprio in questa fase si ha la caratteristica più pericolosa di questo tipo di eruzione: si tratta dei flussi piroclastici generati dal collasso finale della colonna eruttiva, i cui materiali si muovono lungo il fianco della montagna a velocità estreme, fino a 700 chilometri all'ora e con la capacità di percorrere decine, fino a centinaia di chilometri. Quando i materiali piroclastici ad alta temperatura si mescolano a quantità di acqua significative (da laghi in quota ad esempio, o da piogge torrenziali), ovvero sciolgono depositi di neve o di ghiaccio sul vulcano, si formano i lahar, colate di fango in rapido movimento con la consistenza del cemento bagnato che si muovono alla velocità di un fiume in piena travolgendo tutto sul loro percorso.

Eruzioni con caratteristiche pliniane ma di magnitudine inferiore sono dette sub-pliniane, mentre eruzioni con esplosività molto elevata (tale da distruggere anche completamente lo stesso edificio vulcanico), sono dette ultra-pliniane.

Supervulcani

Supervulcano non è un termine scientifico, ma è stato coniato dalla BBC nel 2000. Si ipotizza l'esistenza di supervulcani dall'analisi di 10-12 caldere presenti sulla crosta terrestre. Sono caldere di enormi dimensioni (decine di chilometri di diametro) e si presume che abbiano dato origine o possano dare origine a gigantesche eruzioni vulcaniche, con conseguenze catastrofiche anche per l'ambiente e il clima. Sono considerati supervulcani la caldera dello Yellostone, i campi Flegrei (Napoli), ed altri.

"Supervulcani" possono essere creati anche da eruzioni freatomagmatiche, ovverosia dall'interazione del magma con la falda acquifera che determina una esplosione particolarmente distruttiva, come ad esempio pare sia successo nell'isola di Santorini attorno al 1600 a.c. (eruzione minoica), che determinò la fine della civiltà minoica.

Caldera dello Yellowstone
Campi Flegrei (Napoli)
La caldera dell'Aniakchak, Alaska
La caldera del lago Taupo, Nuova Zelanda
Lago Toba, Sumatra
Lago Toba
La caldera di Aso, Giappone
Caldera di Aso
Isola di Santorini. La grande caldera che ora si osserva è quello che rimane di una grande eruzione esplosiva avvenuta attorno al 1600 a.c.

Eruzioni freatiche

Schema di una eruzione freatica; 1: nubi di vapore acqueo; 2: condotto magmatico; 3: strati di lava e cenere; 4: substrato; 5: falda acquifera; 6: esplosione freatica e fratturazione della roccia incassante; 7: camera magmatica.

Le eruzioni freatiche sono causate dall'espansione subitanea del vapore acqueo. Se le acque superficiali (acque di falda tipicamente, ma in territori a clima rigido si può trattare anche di suolo gelato o permafrost) entrano in contatto con la roccia surriscaldata o direttamente con il magma, a loro volta si surriscaldano ed sviluppano improvvisamente una grande quantità di vapore, che si espande fratturando la roccia circostante e facendo fuoriuscire a giorno una miscela di vapore, acqua e prodotti piroclastici (cenere, lapilli, bombe vulcaniche) derivati dalla frammentazione delle rocce preesistenti che costituivano parte dell'edificio vulcanico. La caratteristica distintiva delle esplosioni freatiche è che fuoriescono dal condotto vulcanico solo frammenti di roccia solida preesistente; non viene eruttato nuovo magma. Il materiale piroclastico può quindi anche essere (almeno in parte) relativamente "freddo" (variabile da circa 80 °C fino ad alcune centinaia di gradi Celsius), ma comunque sempre allo stato solido.
Poiché è provocata dalla fratturazione degli strati rocciosi sotto pressione, l'attività freatica non sempre si traduce in un'eruzione. Se la roccia di copertura è abbastanza resistente da non frammentarsi, possono anche non verificarsi eruzioni vere e proprie in superficie, ma a causa dell'espansione del vapore si propaga nella massa rocciosa un reticolo di fratture che la indebolisce, favorendo eruzioni successive. Le esplosioni freatiche possono anche manifestarsi lungo linee di frattura o filoni preesistenti.

Spesso le eruzioni freatiche rientrano tra i fenomeni precursori di eruzioni magmatiche, segnalando la prossimità alla superficie di magma in risalita e il realizzarsi di un'eruzione freato-magmatica o magmatica in tempi brevi. Esplosioni freatiche possono anche essere innescate dalla microfratturazione indotta da attività sismica (terremoti), con conseguente afflusso di acque sotterranee nella zona microfratturata intorno al magma (ad esempio intorno a un corpo magmatico ipoabissale). Un fenomeno tipico è il base surge (letteralmente: "onda di base"), termine anglosassone che indica la proiezione di gas e materiale frammentario alla base di un'esplosione in forma di una nube ad anello (simile all'anello di gas e polvere che si vede svilupparsi alla base di un "fungo atomico"). Questo fenomeno è simile ai flussi piroclastici in senso stretto, ma è molto meno denso (con rapporto molto inferiore tra materiale solido e gas), e molto più turbolento. Può anche propagarsi senza seguire le superfici di massima pendenza e persino oltrepassare ostacoli naturali viaggiando anche a oltre 300 chilometri all'ora, quindi costituisce un notevole pericolo.

Le eruzioni freatiche possono dare origine a flussi piroclastici, lahar (colate di materiale piroclastico imbevuto d'acqua), innescare frane e determinare "piogge" di materiale piroclastico. Possono anche rilasciare gas vulcanici tossici come idrogeno solforato, anidride carbonica o anidride solforosa che essendo più pesanti dell'aria, tendono a viaggiare negli strati dell'atmosfera a contatto con il suolo lungo le pendici dell'edificio vulcanico e costituiscono un pericolo mortale per chi dovesse esserne investito.

Esplosioni freatiche sul vulcano Mount St. Helens (Washington, USA). Il materiale solido rilasciato è soprattutto pomice.
Esplosioni freatiche dal crtere centrale del vulcano Taal (Filippine).
Eruzione freatica del cratere centrale del vulcano di White Island (Nuova Zelanda).
Esplosione freatica sulla sommità del Mount St. Helens (USA), 1980, prima manifestazioe dell'eruzione catastrofica di tipo pliniano di quell'anno.

Eruzioni freato-magmatiche

Anche le eruzioni freato-magmatiche sono innescate dall'interazione del magma in risalita con le acque presenti negli strati superficiali e sulla superficie della crosta terrestre, che causa lo sviluppo e l'espansione violenta di vapore. In questo caso però, differentemente dalle eruzioni freatiche, si ha l'espulsione, oltre che di vapore e materiale preesistente, anche di materiale cosiddetto juvenile, cioè di lave e materiali piroclastici neoformati.

Eruzioni subacquee di bassa profondità (surtseiane)

Schema di un'eruzione surtseiana; 1: nubi di vapore acqueo; 2: cenere vulcanica; 3: base surge; 4: acqua (mare o lago); 5: strati di lava e cenere; 6: substrato; 7: condotto magmatico; 8: camera magmatica; 9: dicco

Queste eruzioni, definite eruzioni surtseiane (o anche eruzioni idrovulcaniche), derivano il nome dall'Isola di Surtsey, presso la costa meridionale dell'Islanda, affiorata dal mare in conseguenza di un'eruzione vulcanica durata dal 1963 al 1967, in acque relativamente basse (130 m di profondità). Si tratta di eruzioni prodotte dall'interazione in acque poco profonde tra lava e acqua.
Quando l'acqua viene surriscaldata dalla lava, si trasforma in vapore. In acque basse, la pressione dello strato d'acqua soprastante non è sufficiente a contrastare quella del vapore, che si espande violentemente frammentando il magma con cui entra in contatto in materiale piroclastico a grana fine (cenere soprattutto). Le eruzioni surtseiane sono tipiche delle isole marine e oceaniche vulcaniche a bassa profondità, ma possono verificarsi anche sulla terraferma, dove il magma in risalita entra in contatto con una falda acquifera oppure con un lago (ad esempio un lago craterico o calderico).
Queste eruzioni sono simili a quelle di tipo stromboliano, cioè abbastanza continue e "ritmiche", costituite da serie di esplosioni intervallate da periodi di relativa quiescenza con sviluppo di vapore. In questo caso, però l'esplosività dell'eruzione è decisamente maggiore. I prodotti sono generalmente basaltici. la colonna eruttiva che si sviluppa in questo caso è relativamente poco densa, essendo costituita principalmente di vapore acqueo.
Una caratteristica distintiva di queste eruzioni è lo sviluppo di un base surge (o surge piroclastico), una nube anulare che si sviluppa alla base della colonna eruttiva per il collasso della stessa.

L'eruzione che determinò l'affioramento dell'Isola di Surtsey (Islanda).
Isola di Surtsey (Islanda) appena sorta dal mare, con l'eruzione ancora in corso.
Surtsey nel 1999.
Dipinto d'epoca dell'Isola Ferdinandea (o Isola di Graham), sorta nel 1831 in seguito a un'eruzione surtseiana nel Canale di Sicilia (al largo di Sciacca) e contesa tra Regno di Napoli e Regno Unito, ma presto demolita dall'azione del mare. Ora costituisce una secca ad alcuni metri di profondità.
Video dell'eruzione del vulcano Taal (Filippine). Luglio 2021. Ben visibile l'espansione del base surge.
Video che propone una sequenza di immagini satellitari dell'eruzione del vulcano Hunga Tonga-Hunga Haʻapai (Arcipelago di Tonga, Pacifico meridionale); dicembre 2021-gennio 2022.

Eruzioni subacquee di alta profondità

Schema di una eruzione sottomarina di elevata profondità; 1: pennacchio di vapore; 2: acqua; 3: substrato; 4: colate di lava; 5: condotto magmatico; 6: camera magmatica; 7: dicco; 8: lave a pillow.

Sono eruzioni caratteristiche di apparati vulcanici su fondali oceanici profondi (generalmente sotto i 500 m, fino ad alcune migliaia di metri di profondità). A tali profondità, la pressione dell'acqua è tale da contrastare efficacemente lo sviluppo e l'espansione del vapore nello strato d'acqua a contatto con la lava, e quindi inibire l'esplosività delle eruzioni. Si tratta quindi di eruzioni prevalentemente effusive, con scarsa attività esplosiva, anche se occorre precisare che lo stile dell'attività dipende sempre in una certa misura anche dal chimismo e dal contenuto in acqua e composti volatili del magma. La maggior parte dei vulcani sottomarini oceanici di alta profondità sono comunque basaltici (con scarso contenuto in composti volatili delle lave).
La nota caratteristica di queste eruzioni sono le colate di lava a pillow, già descritta in precedenza. Nella maggior parte dei casi, sulla superficie oceanica non si hanno evidenze di un'eruzione di questo tipo in corso; nel caso di eruzioni meno profonde e/o di grande magnitudine si vedono sulla superficie aree sub-circolari lattiginose caratterizzate da venute di bolle di vapore, in corrispondenza delle quali si innalza una tenue nube di vapore e gas vulcanici, e talora chiazze e distese di cenere e particelle di pomice galleggianti.

Le eruzioni di questo tipo sono state a lungo poco conosciute (fino agli anni '80 del secolo scorso), ovviamente per la scarsa accessibilità dei fondali oceanici; nell'ultimo quarantennio però hanno potuto essere osservate diffusamente e anche riprese da sommergibili, batiscafi, sonde sottomarine robotizzate. Si tratta in realtà dei vulcani più diffusi al mondo (costituendo i fondali oceanici la maggior parte della superficie terrestre), e sono localizzati prevalentemente (come vedremo più in dettaglio nel capitolo dedicato alla Tettonica delle Placche) in corrispondenza delle dorsali medio-oceaniche, nelle quali si forma sempre nuova crosta oceanica. Queste eruzioni sono quindi tra i maggiori agenti della creazione e del modellamento della crosta terrestre. Una quota consistente di questo tipo di vulcani si ha anche nel vulcanismo intra-placca oceanica, cioè lontano dalle dorsali, in corrispondenza della risalita di colonne di magma molto caldo e fluido dal mantello terrestre (il vulcanismo hawaiano sottomarino è di quest'ultimo tipo).

Rilievo del vulcano sottomarino West Mata (Fiji), la cui sommità è a 1165 m sotto il livello del mare e la cui base scende oltre i 3000 m
Eruzione sottomarina del vulcano West mata (isole Fiji - pacifico meridionale)
Effusione di lava del vulcano West Mata.
Pennacchio sottomarino di vapore.
Manifestazioni superficiali di un'eruzione sottomarina profonda (Giappone).
Cenere pomicea galleggiante prodotta da un'eruzione sottomarina profonda (Giappone).

Eruzioni subglaciali

Schema di una eruzione subglaciale; 1: nube di vapore acqueo; 2: cratere e lago craterico; 3: ghiaccio; 4: strati di lava e cenere; 5: substrato; 6: lave a pillow; 7: condotto magmatico; 8: camera magmatica; 9: dicco

Si tratta di eruzioni le cui modalità sono determinate dall'interazione tra lava e ghiaccio. Sono tipiche di apparati vulcanici situati in aree di elevata latitudine o ad alta quota, sopra i quali si trovano depositi consistenti di ghiaccio o ghiacciai veri e propri. L'osservazione e il monitoraggio di queste eruzioni non è facile, per ovvie ragioni di accessibilità, e il loro studio è piuttosto recente: le manifestazioni più significative (e meglio studiate) di questo tipo sono state osservate in Islanda, su apparati vulcanici ricoperti dalla calotta glaciale del Vatnajökull (la più estesa in Europa). Le aree attualmente più interessate da questo tipo di eruzioni sono soprattutto l'Islanda, l'Alaska (USA) e la British Columbia (Canada), l'Antartide e le Ande.

Il processo eruttivo che costruisce i vulcani subglaciali inizia con manifestazioni che assomigliano a quelle che avvengono nelle profondità oceaniche, formando cumuli di lava a pillow alla base della struttura vulcanica. La parte della lava che giunge a contatto con il ghiaccio, però, si frammenta contraendosi per la forte differenza di temperatura e formando una breccia composta da frammenti vetrosi chiamata ialoclastite. Con l'aumento della temperatura il ghiaccio si scioglie formando un lago sulla superficie del ghiacciaio. Quindi, quando l'acqua di fusione entra in contatto con la lava iniziano eruzioni più esplosive di tipo surtseiano. In questa fase i prodotti piroclastici sono ancora prevalentemente da ialoclastiti (strati di frammenti vetrosi). Alla fine, il lago evapora completamente per l'elevato flusso di calore, e il carattere dell'eruzione diviene più effusivo, formando spesso colate con struttura interna colonnare.
Gli edifici vulcanici di origine subglaciale assumono una forma particolare definita tuya (termine che deriva da una località in British Columbia, Canada, dove queste strutture sono state studiate per la prima volta). Si tratta di vulcani tronco-conici dai versanti molto ripidi con la sommità quasi piatta. Assumono questa forma perché la lava, a causa del raffreddamento molto rapido, non riesce ad espandersi formando i consueti edifici conici e quindi l'edificio cresce attraverso il ghiaccio con pareti molto ripide. Se l'eruzione dura abbastanza da permettere all'edificio di raggiungere la superficie del ghiacciaio, questo assume infine una forma più "normale", a cono maggiormente appiattito. La quota alla quale cambia bruscamente la pendenza della struttura indica il livello raggiunto dal ghiacciaio.

Le eruzioni subglaciali possono dare origine a fenomeni molto pericolosi:

lahar: colate di materiale piroclastico mescolato all'acqua di fusione del ghiacciaio, che possono assumere notevole velocità e potenza;
Jökulhlaup: termine islandese che definisce una inondazione catastrofica di acqua e frammenti di ghiaccio (letteralmente: "discesa o venuta di ghiaccio"). Queste inondazioni derivano dall'accumulo di acqua di fusione sotto forma di laghi supraglaciali in quota, delimitati da dighe naturali di ghiaccio: se l'eruzione prosegue, la diga di ghiaccio prima o poi cede sotto la pressione dell'acqua a monte e determina una improvvisa alluvione di grandi proporzioni, velocità e potenza del territorio a valle.

Fortunatamente, le aree soggette a questi fenomeni sono generalmente disabitate o scarsamente popolate, ma i danni ad eventuali infrastrutture (come strade o ponti) possono essere disastrosi. È il caso abbastanza recente dell'eruzione del 1996 del vulcano sotto il lago Grímsvötn, situato nel ghiacciaio del Vatnajökull (Islanda orientale). Durante l'eruzione, il ghiaccio si fuse e il fiume Skeiðará inondò il territorio del Parco nazionale Skaftafell. Si fusero 45.000 m³/s di ghiaccio, distruggendo parte della Hringvegur (la strada che corre intorno alla costa islandese, o strada n. 1). Dopo l'alluvione furono osservati, presso le rive del fiume, iceberg alti fino a 10 m.

Lava a pillow; le strutture a pillow sono immerse in una matrice di ialoclastite (breccia di frammenti vetrosi).
Sezione sottile di ialoclastite al microscopio ottico.
blocco di ialoclastite.
Struttura a tuya (antico vulcano subglaciale) in Islanda.
Struttura a tuya in British Columbia (Canada).
Doline (ovvero depressioni) glaciali, che indicano la presenza di attività vulcanica subglaciale. Sistema del Katla (Islanda).
Eruzione subglaciale (Mount Redoubt, Alaska, USA).
L'inondazione catastrofica (jökulhlaup) del 1996 (Skaftafell, Islanda).
Travi deformate di un ponte durante lo jökulhlaup del 1996 (Skaftafell, Islanda).

Vulcanesimo secondario

Quando i fenomeni eruttivi in superficie vengono meno, rimane in profondità la camera magmatica (spesso anche diverse camere magmatiche), nelle quali il magma lentamente si consolida cristallizzando. Ugualmente, quando in profondità un corpo plutonico cessa di risalire attraverso le rocce incassanti, i processi di consolidamento del magma proseguono fino a produrre un corpo completamente solido. Questi processi avvengono generalmente su tempi molto lunghi (milioni di anni): in questo lasso di tempo, i corpi intrusivi ad alta temperatura continuano a interagire con le rocce incassanti e con i fluidi in esse contenuti (le falde acquifere), e a rilasciare nel contempo fluidi juvenili, di provenienza magmatica, (acqua e gas). Tutti questi fluidi, a temperatura relativamente più elevata rispetto alle acque superficiali (e quindi meno densi), risalgono facilmente attraverso le fratture della crosta terrestre e attraverso la porosità delle rocce, arrivando a giorno con vari tipi di manifestazioni (manifestazioni tardive) che fanno parte del vulcanesimo secondario. Le acque ad alta temperatura (fino a oltre 300 °C), salendo si depressurizzano, trasformandosi in vapore acqueo.
Le manifestazioni più diffuse del vulcanesimo secondario sono le fumarole:

Fumarole calde (da 90° a 300°C). Sono esempi di fumarole calde le solfatare, getti di vapore surriscaldato (130-165°C) contenente acido solfidrico. L'acido solfidrico viene ossidato dall'ossigeno atmosferico ad acido solforico e zolfo elementare che cristallizza incrostando le superfici circostanti. Famosa è la solfatara di Pozzuoli (nel complesso dei Campi Flegrei, in Campania). Ad attività fumarolica vanno associati anche i soffioni boraciferi di Larderello in Toscana. Si tratta di getti di vapore con acido borico ad alta temperatura (120° - 210°C) che, sospinti da pressioni elevate (1 - 6 atm), possono innalzarsi fino a 15-20 metri dal suolo.
Fumarole fredde (sotto i 90°C). Producono solo vapore d'acqua e anidride carbonica, la cui temperatura raramente si avvicina ai 100°C. Fumarole fredde particolarmente ricche di anidride carbonica sono le mofete, di cui si hanno esempi nei Campi Flegrei.

Altri due fenomeni associati in prevalenza alle manifestazioni del vulcanismo secondario sono le sorgenti termali ed i geyser.

Le sorgenti termali possono prodursi semplicemente per contatto dell'acqua con rocce profonde, più calde di quelle superficiali per il normale gradiente geotermico. Il fenomeno è però particolarmente accentuato in aree vulcaniche. Si tratta di acque particolarmente ricche di minerali in soluzione e con temperature che possono andare dai 20° ai 70°C. Le acque riscaldate da una sorgente di calore costituita da una massa magmatica sono meno dense di quelle superficiali e tendono a risalire per convezione.
I Geyser sono getti intermittenti di acqua calda che possono innalzarsi per decine di metri. Provengono da serbatoi sotterranei, posti a profondità variabili da qualche centinaio di metri a circa 2000 m di profondità, situati in prossimità di masse magmatiche ad alta temperatura e collegati alla superficie da condotti molto stretti e complessi . In questi serbatoi l'acqua, sottoposta alla pressione della colonna d'acqua sovrastante, raggiunge temperature superiori ai 100° senza entrare in ebollizione. L'acqua entro i condotti è più fredda e densa, ma a causa della strettezza del condotto non si hanno fenomeni convettivi. Quando infine viene raggiunta una temperatura sufficientemente elevata da causare l'ebollizione nonostante la pressione idrostatica, il geyser entra in attività, espellendo bruscamente un getto di acqua bollente. Uno dei geyser più famosi al mondo è l'Old Faithful nel parco nazionale di Yellowstone in U.S.A., ma se ne trovano in diverse aree con attività magmatica in tutto il mondo, ad esempio in Islanda, nella Nuova Zelanda, nelle isole Azzorre. La parola geyser deriva da Geysir che è il nome del più noto geyser islandese.

Solfatara di Pozzuoli (Campi flegrei) con le fumarole
Mofeta con manifestazioni di gas (Repubblica Ceca).
Salse (fanghi bollenti)
Sorgente termale nel parco dello Yellowstone
Il geyser Strokkur in Islanda.
Animazione che illustra il meccanismo di un tipico geyser: il serbatoio del geyser viene periodicamente svuotato dall'attività eruttiva quando la temperatura dell'acqua la fa entrare in ebollizione nonostante la pressione elevata, e continuamente ricaricato dalle acque meteoriche.

Geotermia

Schema generale di un sistema idrotermale.

Le venute di acqua calda e gas che costituiscono le manifestazioni del vulcanesimo secondario, formano colonne di fluidi in risalita che innescano correnti convettive: le acque calde si raffreddano salendo verso la superficie e si mescolano con le acque di falda e con le acque meteoriche più fredde, divenendo in tal modo più dense, e quindi ridiscendono fino alle masse intrusive, riscaldandosi e risalendo di nuovo, creando quindi un circuito idrotermale.
Questi circuiti sono alimentati e "ricaricati" soprattutto dalle acque meteoriche (dalle precipitazioni atmosferiche), le cui acque non sempre possono penetrare nel sottosuolo entro l'area stessa in cui sono presenti le sorgenti di calore nel sottosuolo, per la presenza eventuale di rocce di copertura, cioè rocce impermeabili o a bassa permeabilità (ad esempio delle argille). Anzi: spesso le aree di ricarica dei sistemi idrotermali sono più o meno lontane dai siti idrotermali veri e propri, e il tragitto delle acque sotterranee dalle aree di ricarica alle aree soprastanti le masse intrusive può essere anche molto complesso (a seconda dell'assetto geologico) e richiedere anni o decine di anni.
Questo tipo di circuito costituisce la fonte di energia geotermica, cioè di energia generata per mezzo di fonti di calore presenti nel sottosuolo, più diffusa e utilizzata. Per un sistema geotermico efficiente occorrono quindi quattro elementi fondamentali:

una sorgente di calore, di solito un'intrusione magmatica.
un serbatoio geotermico, costituito da rocce porose e permeabili, in cui i fluidi (acqua e/o vapore) possono muoversi.
una copertura, cioè una sequenza di rocce impermeabili soprastanti il serbatoio, che lo sigillano impedendo la dispersione dei fluidi in superficie.
un'area di ricarica, dove le acque meteoriche possono almeno in parte infiltrarsi nel sottosuolo e alimentare il serbatoio; ovviamente, tra l'area di ricarica in superficie e il serbatoio che si trova in profondità le formazioni rocciose permeabili devono essere in continuità o comunque a contatto.

Schema generale di una centrale geotermica: si tratta di un circuito chiuso, in cui i fluidi geotermici vengono estratti mediante i pozzi produttori, vengono utilizzati nell'impianto per produrre energia elettrica e infine iniettati di nuovo nel sottosuolo.

La geotermia consiste nello sfruttamento dell'energia geotermica accumulata nel sottosuolo sotto forma di calore. Per la captazione del vapore e dei fluidi ad alta temperatura si ricorre alla perforazione di pozzi geotermici: questi possono essere pozzi esplorativi, con lo scopo iniziale di accertare la presenza e l'entità del serbatoio geotermico, e successivamente pozzi di produzione (o pozzi di sviluppo), che producono effettivamente fluidi geotermici. Il vapore proveniente dai pozzi viene convogliato verso una centrale geotermica tramite tubature apposite (vapordotti). Nella centrale, la pressione del vapore induce la rotazione di apposite turbine munite di un alternatore che trasforma l'energia meccanica in energia elettrica: questa viene portata alla tensione di rete da un trasformatore e rilasciata nella rete elettrica di distribuzione esterna. Il vapore acqueo e le acque calde possono anche essere utilizzati per il riscaldamento urbano, le coltivazioni in serra e il termalismo. Dopo l'utilizzo il vapore rimanente viene condensato e l'acqua viene iniettata di nuovo nel serbatoio. Infatti, per incrementare la produzione del vapore acqueo si ricorre generalmente all'immissione di acqua fredda in profondità mediante pozzi iniettori: in questo modo, si ottiene il duplice scopo di mantenere elevata la pressione del serbatoio e nello stesso tempo alimentare il fenomeno convettivo, riuscendo così a rendere costante la produzione dei pozzi, producendo calore con maggiore continuità, e a far lavorare a pieno regime le turbine^{[N 2]}.

L'energia geotermica è sostanzialmente una fonte di energia pulita e rinnovabile. Questa forma di energia ha il vantaggio di essere generalmente a basso inquinamento (rispetto ai combustibili fossili come petrolio e gas), e inoltre non richiede opere di ingegneria civile di grande impegno e notevole impatto ambientale (come ad esempio le dighe per la creazione di bacini idroelettrici). Una fonte secondaria di inquinamento però possono essere sostanze presenti nelle acque provenienti dal sottosuolo, che talora includono elementi tossici come zolfo, mercurio e arsenico, oltre a composti gassosi fortemente tossici come idrogeno solforato, anidride solforosa e anidride carbonica. Queste emissioni devono essere gestite in modo che non si disperdano nell'ambiente (generalmente, reimmettendole nel sottosuolo con le acque di iniezione oppure abbattendole chimicamente fino a trasformarle in composti meno pericolosi o inerti che possono essere smaltiti). Per questo motivo comunque le aree geotermiche sono sottoposte ad analisi ambientali periodiche di controllo. Inoltre si ha un limitato impatto ambientale per la necessità di strutture di captazione ai pozzi e di condotte esterne (acquedotti e vapordotti) per il trasporto del vapore e delle acque calde alle centrali.
L'energia geotermiche richiede investimenti iniziali piuttosto cospicui (prospezioni geologiche e geofisiche, perforazione di pozzi, opere di captazione, costruzione di centrali di trasformazione e distribuzione dell'energia), a fronte di successivi costi di esercizio complessivamente bassi per tempi (in termini economici) piuttosto lunghi (fino a decine di anni e oltre). Si tratta perciò anche di una sorgente di energia conveniente: tuttavia le aree con buona potenzialità di sviluppo non sono particolarmente frequenti, vista la necessità di più fattori favorevoli concomitanti che non è facile trovare in una stessa area.
L'Italia è uno dei paesi nel mondo in cui questa fonte di energia è più e meglio sfruttata (e da più tempo), anche se le aree di sviluppo non sono distribuite uniformemente sul territorio nazionale: la produzione di energia elettrica dalla geotermia è infatti fortemente concentrata in Toscana (provincie di Pisa, Siena e Grosseto), in corrispondenza di diversi corpi magmatici di sottosuolo (sia di origine intrusiva che vulcanica) che fanno parte della cosiddetta provincia magmatica toscano-laziale, derivante in massima parte da attività magmatica che dal Miocene Medio (circa 14 milioni di anni fa) arriva fino al Pleistocene (le ultime manifestazioni eruttive risalgono ad alcune decine di migliaia di anni fa).

L'energia geotermica può essere sfruttata con tre diverse modalità:

Geotermia ad alta entalpia^{[N 3]}: da sistemi geotermici ad elevata temperatura (> 150 °C). Si tratta della geotermia più "classica", che come abbiamo visto impiega la pressione del vapore per la generazione di energia elettrica tramite turbine.
Geotermia a media entalpia: da sistemi geotermici con temperatura compresa tra 90 °C e 150 °C. Questo tipo di geotermia si presta bene all'uso diretto dell'energia termica per teleriscaldamento, con l'utilizzo di uno scambiatore di calore^{[N 4]} per riscaldare abitazioni e infrastrutture collegate in una rete di distribuzione. E' ancora possibile la produzione di energia elettrica utilizzando centrali a ciclo binario: i fluidi geotermici (vapore o acqua calda) permettono di vaporizzare attraverso uno scambiatore di calore un secondo fluido caratterizzato da temperatura di ebollizione decisamente inferiore a quella dell'acqua. Questo fluido vaporizzando si espande e la pressione risultante fa girare una turbina che produce energia elettrica. Il fluido secondario viene poi condensato (portato di nuovo allo stato liquido), in un ciclo chiuso e privo di contatti con l'esterno. I fluidi geotermici vengono di nuovo iniettati nel sottosuolo per mantenere la produzione (secondo le modalità già viste).
Geotermia a bassa entalpia (<90 °C): questa forma di energia geotermica non permette di produrre energia elettrica, ma viene utilizzata per il riscaldamento (o il raffrescamento) di abitazioni. Infatti non ha a che fare con sorgenti di calore di tipo magmatico (quindi in questa sede non viene trattata in dettaglio), ma nella maggior parte dei casi sfrutta la proprietà del terreno di mantenere una temperatura costante durante l'anno (oltre una certa profondità)^{[N 5]}, e si basa sullo scambio di energia termica tra il terreno e la struttura di cui si vuole modificare la temperatura. In inverno, il calore viene trasferito dal terreno all'ambiente da riscaldare, mentre in estate il calore viene estratto dall'ambiente per essere immesso nel terreno^{[N 6]}.

Schema generale di una centrale geotermica a vapore dominante (ad alta entalpia): il vapore viene utilizzato direttamente per la generazione di energia elettrica tramite una turbina. Il vapore viene in parte riconvertito in acqua per raffreddamento tramite un condensatore e l'acqua viene iniettata di nuovo nel serbatoio.
Centrale geotermica a ciclo binario (ad alta o media entalpia). L'acqua calda geotermica viene usata per vaporizzare un secondo fluido con temperatura di ebollizione inferiore a quella dell'acqua (ad esempio isopentano, con temperatura di ebollizione di 28 °C): il vapore del fluido secondario si espande aumentando di pressione e fa girare una turbina che genera energia elettrica. Il fluido secondario viene poi raffreddato e riportato allo stato liquido. Il circuito secondario è rigorosamente chiuso (anche perché questi fluidi sono tossici). Anche qui l'acqua di origine geotermica è iniettata di nuovo in serbatoio.
Centrale geotermica di Ferrara (a media entalpia). Le acque calde vengono prelevate a circa 2000 m di profondità, a 100 °C. In questo caso le acque calde di sottosuolo vengono impiegate per il teleriscaldamento di abitazioni e infrastrutture (tramite uno scambiatore di calore), e le acque ormai raffreddatesi vengono iniettate di nuovo in profondità nel serbatoio per mantenere la pressione e la produzione.
La storica centrale geotermica di Larderello (Pisa), costruita a partire dal 1931. Il vapore veniva utilizzato dal 1905 per la produzione di energia elettrica.
L'attuale centrale ENEL di Larderello, con le tipiche torri di raffreddamento, in cui il vapore viene in parte riconvertito in acqua per essere iniettato di nuovo nel serbatoio geotermico.
Centrale geotermica in Islanda.
Rotore di una turbina a vapore.
Impianto di perforazione per geotermia in Islanda.

Conseguenze dell'attività vulcanica

I vulcani hanno un ruolo primario nella e formazione nel modellamento della crosta terrestre e hanno avuto anche un ruolo importante nell'evoluzione dell'atmosfera terrestre. La loro attività rappresenta però un importante fattore di rischio per l'uomo nelle aree da essa interessate.

Atmosfera terrestre

Diagramma che mostra le variazioni nella concentrazione di ione solfato (SO₄^-) in una carota di ghiaccio dalla Groenlandia. Ben visibile il picco successivo al 1815, corrispondente alla diffusione nell'atmosfera dei prodotti dell'eruzione del Tambora. L'evento del 1810 non è stato identificato.

I vulcani hanno avuto un ruolo molto importante nell'evoluzione dell'atmosfera terrestre, immettendo nell'atmosfera della Terra primitiva grandi quantità di CO₂, vapore acqueo, azoto (N₂). L'atmosfera primordiale era probabilmente in prevalenza di origine vulcanica. Solo successivamente, a partire da circa 2.45 miliardi di anni fa (alla base del Proterozoico), gli organismi vegetali autotrofi (dapprima batteri e alghe unicellulari, poi le piante vere e proprie), mediante la fotosintesi, hanno diminuito gradualmente la concentrazione di CO₂ e immesso grandi quantità di ossigeno. Le tracce di questo evento che è definito come la "rivoluzione dell'ossigeno" si riscontrano nella sempre maggiore diffusione di ossidi di ferro nelle rocce sedimentarie a partire da questa datazione.
Ancora oggi le emissioni di gas e vapore dai vulcani attivi possono modificare la composizione atmosferica su scala locale. In caso di eruzioni di grande magnitudine possono essere immesse nell'atmosfera grandi quantità di gas serra, principalmente vapore acqueo e anidride carbonica (CO₂), modificando significativamente il clima su vaste aree continentali, anche per diversi anni. Altre emissioni, come le ceneri e le polveri di origine eruttiva e l'anidride solforosa (SO₂), possono al contrario diminuire la quantità di luce solare che arriva alla superficie terrestre determinando un raffreddamento del clima a breve termine.

Un buon esempio delle conseguenze di un'eruzione catastrofica sull'atmosfera e conseguentemente sul clima è, oltre ai già citati eventi del Laki in Islanda (1784) e del Krakatoa in Indonesia (1885), l'eruzione del vulcano Tambora (1815), situato nell'isola di Sumbawa, sempre in Indonesia. Oltre alle vittime dirette dell'evento eruttivo causate dalle emissioni piroclastiche e dalle tsunami (onde di maremoto) conseguenti che, secondo le stime, ammonterebbero a circa 117000 unità, si ebbero conseguenze globali rilevanti causate dalle emissioni di gas e prodotti solidi (ceneri e polveri). L'eruzione del 1815 rilasciò da 10 a 120 milioni di tonnellate di zolfo nella stratosfera, provocando sconvolgimenti climatici a livello globale. Nell'emisfero settentrionale vi furono condizioni climatiche estreme, tanto che il 1816 fu denominato "anno senza estate". Le temperature globali decrebbero di un valore compreso tra 0,4 e 0,7 °C. Altre stime parlando di raffreddamento globale tra 1 °C e 2,5 °C con punte di 10 °C in alcune zone. Ne seguirono fenomeni meteorologici estremi, con gelate intense e diffuse in contesti dove non avrebbero dovuto manifestarsi. A luglio e agosto, che sono i mesi generalmente più caldi, la temperatura non superava i 10 gradi: ciò causò moltissimi problemi al raccolto e all'allevamento; vi furono nevicate e gelate a Giugno in diverse località dell'emisfero settentrionale, registrate sia in nord America che in Europa. Nella primavera-estate del 1816, negli Stati Uniti nordorientali fu osservato un fenomeno non ordinario: un velo persistente di polvere descritto come "nebbia secca". Erano visibili perfino le macchie solari a occhio nudo (a causa dell'oscuramento determinato dalle polveri). Tutto questo fu accompagnato da carestie e, come ulteriore conseguenza, da epidemie.

Modificazioni di questo tipo si sono verificate più volte in epoca storica, e nel passato geologico vi sono alcuni eventi di estinzione di massa che si ipotizzano come dovuti almeno in parte ad attività vulcanica di grande magnitudine che avrebbe indotto mutamenti climatici catastrofici, acidificazione delle piogge e delle acque oceaniche e diffusione di composti tossici come idrogeno solforato e anidride solforosa. Il più noto di questi eventi di estinzione è anche quello di maggiore entità conosciuto: l'estinzione di massa collocata tra Permiano e Triassico (cioè tra l'Era Paleozoica e l'Era Mesozoica) e datato a circa 251 milioni di anni fa. Questo evento corrisponde ad almeno due grandi picchi di attività vulcanica: uno situato in Cina (allora in posizione equatoriale e non ancora unita all'Eurasia) e l'altro, più cospicuo, in corrispondenza della Siberia attuale (anche allora vicina al Circolo Polare Artico), durati circa 250000 anni. Questi due eventi avrebbero dato luogo da un lato a emissioni massicce di gas serra con innesco di un riscaldamento estremo dell'atmosfera e alla diffusione di composti tossici, e dall'altra parte ad un'interruzione della fotosintesi causata dalle emissioni piroclastiche che avrebbe sterminato il fitoplancton^{[N 7]} minando alla base la catena alimentare, oltre che determinare una riduzione estrema dell'ossigeno disciolto nelle acque marine. Si calcola che almeno l'81% delle specie marine e il 70% delle specie di vertebrati continentali si siano estinte come conseguenza di questo evento. La vita sul nostro pianeta subì un duro colpo, tanto che ci vollero circa 10 milioni di anni nel corso del Triassico inferiore-medio per recuperare una biodiversità^{[N 8]} confrontabile con quella precedente l'estinzione di massa.

Modellamento della crosta terrestre

La distribuzione dei vulcani nel mondo

Non tutte le regioni della terra sono interessate in egual misura dai fenomeni vulcanici e sismici. Tuttavia la loro distribuzione non è casuale. Inoltre molto spesso le aree interessate da fenomeni sismici sono anche sede di attività vulcanica. Il motivo di tale coincidenza e della loro particolare distribuzione va ricercato nella dinamica crostale, descritta dalla teoria della tettonica delle placche, di cui avremo in seguito modo di parlare in dettaglio. Per ora ci limiteremo ad indicare le zone in cui si trovano concentrati la maggior parte dei fenomeni vulcanici e sismici, le quali coincidono con i confini delle placche crostali.

Dorsali medio-oceaniche Si tratta di aree rilevate, strette e allungate, presenti sui fondali oceanici e caratterizzate da attività basaltica effusiva. In queste fasce si ha continuamente la formazione di nuova crosta oceanica, processo che causa l'espansione del fondale oceanico esternamente alla dorsale e l'allontanamento dei margini continentali.
Cintura di fuoco circumpacifica con tale nome si fa riferimento alla fascia che borda le coste orientali e occidentali dell'oceano pacifico, dove sono concentrati il 60% dei vulcani attivi ed il 70% dei terremoti verificatisi nel nostro secolo. Questa fascia corrisponde a situazioni in cui abbiamo collisione tra due placche tettoniche, con formazione di catene montuose caratterizzate da intensa attività vulcanica (come ad esempio le Ande) oppure di archi vulcanici insulari (come l'Indonesia o le Isole Aleutine). Vi sono molti esempi di archi insulari e catene montuose collisionali anche fuori della "Cintura di fuoco"; le Alpi sono un esempio di catena collisionale, ormai per la maggior parte inattiva e in fase di smantellamento, perché la fase più attiva della collisione continentale (in questo caso tra la placca africana e quella euroasiatica) è avvenuta nel passato geologico (all'incirca da 50 a 30 milioni di anni fa), in seguito alla chiusura di un oceano (la Tetide) la cui ampiezza è stimata in un migliaio di chilometri.

IL vulcanismo è quindi un agente primario sia della formazione che del modellamento della crosta terrestre.

La Cordigliera delle Ande, che si sviluppa al margine occidentale del continente sudamericano, è caratterizzata da una intensa attività vulcanica provocata dall'interazione di tipo collisionale di una placca crostale oceanica del Pacifico con la placca continentale sudamericana.
Il settore intermedio della Cordigliera delle Ande.
Il Giappone è caratterizzato da intensa attività vulcanica e sismica, connesse alla collisione tra due placche tettoniche che si verifica al largo della sponda verso il Pacifico.
Gli archi insulari sono arcipelaghi disposti in strette fasce allungate ad arco, comuni nel Pacifico occidentale. Sono di origine vulcanica e connesse alla collisione tra placche di crosta basaltica oceanica.
Le Hawai sono isole vulcaniche. In questo caso però si tratta di vulcanismo "intraplacca" (cioè all'interno di una placca tettonica e non connesso con i fenomeni tettonici che caratterizzano i margini delle placche).

Previsione dell'attività vulcanica

La previsione degli eventi di natura vulcanica richiede un approccio integrato che prende in considerazione vari tipi di dati.

Fenomeni precursori. Fenomeni di tipo fisico e chimico che precedono una eruzione: sono indotti dal magma in risalita che causa dilatazione e fratturazione delle rocce, e nel contempo immette nuovi composti ed elementi chimici nelle acque di falda e di superficie.

fenomeni sismici: vi è generalmente una variazione nel numero, nella tipologia e nei meccanismi dei terremoti (spesso un incremento ma non necessariamente continuo);
fenomeni deformativi: si hanno deformazioni "lente" del terreno per l'accumulo di pressione entro l'edificio vulcanico;
variazioni nella composizione dei gas e dei fluidi idrotermali e variazioni di flusso;
variazioni locali di gravità, per la presenza di corpi a maggiore densità nel sottosuolo (ad esempio, magmi in risalita più densi delle rocce incassanti);
fenomeni elettrici e magnetici (variazioni della conducibilità elettrica nei fluidi di sottosuolo, variazioni locali del campo magnetico);
variazioni delle proprietà meccaniche delle rocce (ad esempio, modificazione delle proprietà elastiche delle rocce per riscaldamento, dilatazione e micro-fratturazione indotta dal magma in risalita).

Generalmente, i principali precursori di un'eruzione sono quelli sismici (terremoti a bassa intensità e "tremore", cioè attività sismica continua a bassa energia), seguiti dalle deformazioni del suolo (sollevamento in seguito alla dilatazione dell'edificio vulcanico) e dai segnali di tipo geochimico (variazioni dei gas emessi dal suolo e dalle fumarole). La coincidenza di più fenomeni diversi in uno stesso periodo di tempo è un'indicazione abbastanza attendibile di un'eruzione imminente.

Come vedremo tra breve, nel capitolo dedicato al rischio sismico, tutti questi fenomeni possono essere registrati mediante reti di monitoraggio estese all'edificio vulcanico e al territorio circostante. Se però il monitoraggio dei fenomeni precursori può indicare la presenza di un comportamento anomalo del vulcano, è comunque molto difficile determinare l'intervallo di tempo tra la manifestazione dei precursori e l'eruzione vera e propria, così come è difficile prevedere l'entità e la tipologia dell'eruzione stessa. Per stabilire se vi sono effettive anomalie nel comportamento del vulcano è indispensabile conoscere il livello di attività basale (cioè "normale") dello stesso, con l'analisi dei dati storici delle reti di monitoraggio.

L'esperienza mostra che vulcani attivi ben monitorati hanno sempre mostrato dei fenomeni precursori significativi prima di una eruzione documentata. Sfortunatamente, non è sempre vero il contrario: cioè talvolta, pur essendosi verificati fenomeni precursori, l'eruzione non è avvenuta, causando falsi allarmi. Un esempio in Italia è lo sgombero del Rione Terra (Pozzuoli) avvenuto il 2 Marzo 1970 per un allarme vulcanologico diramato in seguito all'aumentata attività sismica e deformativa dell'area, con sollevamento massimo di circa 1 metro e danni significativi agli immobili. Lo sgombero interessò circa 65000 persone, tuttavia (fortunatamente) non vi fu alcuna eruzione.
Questa eventualità costituisce uno dei problemi più seri nella gestione delle emergenze vulcaniche: ad esempio per quanto riguarda i vulcani italiani dell'area campana (Vesuvio, Campi Flegrei, Ischia), l'elevata densità di popolazione e le complesse problematiche legate all'evacuazione renderebbero oggi un eventuale falso allarme molto oneroso in termini economici e molto difficile da gestire in termini sociali e politici. D'altro canto, ovviamente, un mancato allarme seguito da un'eruzione di elevata magnitudine avrebbe conseguenze potenzialmente molto peggiori.

L'incertezza in questione non è mai completamente eliminabile, ma può essere ridotta con un'attenta valutazione di vari tipi di dati pregressi.

Dati geologici. La ricostruzione della storia eruttiva del vulcano dalle sue prime manifestazioni è attuata mediante prospezioni geologiche e geofisiche, che permettono di evidenziare i tipi di prodotti dell'attività eruttiva (colate laviche, flussi piroclastici, coltri di cenere e lapilli, bombe vulcaniche etc.) e la loro distribuzione nel territorio. Questi prodotti possono anche essere datati in termini assoluti, con tecniche di datazione basate si tempi di decadimento dei radioisotopi di vari elementi (ad esempio uranio, torio, potassio). In questo modo è possibile determinare la "cadenza" e i tempi di ritorno degli eventi eruttivi. I prodotti vulcanici possono essere intervallati da sedimenti "normali" di vario tipo (alluvionali, di versante, marini, lacustri...), che possono contenere elementi indicativi dell'età (fossili e microfossili, manufatti).

Dati storici. L'analisi delle fonti storiche e letterarie permette spesso la ricostruzione dei fenomeni precursori e degli effetti di un'eruzione storica attraverso la percezione degli abitanti del territorio. Un esempio eclatante è quello dell'area vesuviana, per la quale si ha una ricca e dettagliata produzione letteraria e storica riguardante non solo l'eruzione pliniana del 79 D.C., ma anche i decenni precedenti (a partire dal 37 D.C.). La documentazione di buona qualità per altro si estende per tutto il periodo successivo fino ai nostri giorni (fino alle prime annotazioni e registrazioni scientifiche vere e proprie dei fenomeni vulcanici).

Dati archeologici. Si tratta di un campo di ricerca tra i più affascinanti, che permette un alto livello di integrazione con il dato storico e geologico. In particolare, la biogeoarcheologia è un campo di studi multidisciplinare che permette di integrare dati archeologici in senso stretto (costruzioni, manufatti ed altri elementi di cultura materiale, resti umani e animali) con dati che riguardano le condizioni di vita (bioantropologia), le modalità di morte e seppellimento (tafonomia) e con dati vulcanologici e geofisici. Questo tipo di approccio consente la ricostruzione accurata attraverso il tempo delle condizioni demografiche del territorio, della mortalità indotta dagli eventi vulcanici, e degli effetti termici e meccanici indotti sulle vittime umane e animali dalla deposizione dei prodotti vulcanici.

Quindi, è necessario integrare i dati provenienti dal monitoraggio del vulcano con dati di tipo statistico.
Spesso occorre integrare tutti questi dati con dati provenienti da altri vulcani aventi caratteristiche simili da utilizzare come analoghi, per avere maggiori informazioni sulle relazioni tra i parametri di monitoraggio e il probabile comportamento del vulcano; non sempre infatti i dati provenienti da un unico sito sono esaustivi.

Effetti del sollevamento del suolo in un'area vulcanica (Giappone).
Sgombero dell'area centrale di Pozzuoli (Rione Terra) nel 1970 per l'incremento improvviso del bradisismo (sollevamento del suolo). Nonostante importanti fenomeni precursori, non si ebbe alcuna eruzione: fu un clamoroso esempio di "falso allarme".
I ricoveri per barche di Ercolano, con le vittime di un flusso piroclastico.
Calco del corpo di un maiale, da un allevamento nell'area di Boscoreale (79 D.C.).

Rischio vulcanico

Carta del rischio vulcanico relativa al vulcano La Soufrière (Isola di Saint Vincent, Caraibi). E' visibile la zonazione del rischio vulcanico (a sinistra); sono riportate le infrastrutture significative. Nella carta a destra è riportato più specificatamente il rischio relativo a flussi piroclastici e fenomeni di surge ("ondate" di materiale piroclastico che si manifestano alla base della colonna eruttiva). Sono indicati anche i percorsi delle colate di fango tipo lahar.

Con "rischio" si intende la probabilità che un fenomeno potenzialmente dannoso (un evento di origine vulcanica in questo caso) possa avvenire in un determinato luogo e in un certo tempo, provocando un danno di valore stimato. La determinazione del rischio vulcanico è quindi la valutazione dei danni che potrebbero verificarsi nel territorio in caso di evento di origine vulcanica, in un periodo di tempo determinabile statisticamente.

Il rischio è un valore quantificabile mediante la formula:

Rischio = Pericolosità * Esposizione * Vulnerabilità

la pericolosità è la probabilità che l'evento si verifichi in un certo intervallo di tempo nell'area in esame. Per l'intervallo temporale si considera il periodo di ritorno di un evento di origine vulcanica di data intensità. E' espressa in una scala probabilistica da 0 (evento nullo) a 1 (evento certo).
l' esposizione (valore esposto al rischio), è il valore dell'insieme degli elementi esposti al rischio all'interno dell'area esposta (persone, beni, attività). L'esposizione dipende sostanzialmente dal valore economico delle strutture e dalla concentrazione di persone in esse. Ad esempio, un evento vulcanico in una regione spopolata e priva di costruzioni e infrastrutture (come un deserto) avrebbe una esposizione e un rischio praticamente nulli. Al contrario, se l'area è particolarmente affollata e vi sono strutture la cui distruzione causerebbe gravi perdite umane, economiche e interruzioni di servizi primari, l'esposizione è molto elevata. L'esposizione si quantifica in termini relativi (valore monetario di proprietà, attività economiche, servizi pubblici) oppure assoluti (numero di abitanti, di edifici etc.). Questo parametro serve soprattutto per la stima dei costi che un evento vulcanico può avere e per la valutazione degli interventi di recupero e ricostruzione.
la vulnerabilità è il grado di perdita potenziale prodotto sugli elementi esposti al rischio che l'evento si verifichi (numero di persone e coinvolte, numero delle abitazioni e infrastrutture presenti sul territorio, terreni agricoli etc.). Questo fattore è espresso in scala da 0 (nessuna perdita) a 1 (perdita totale).

La valutazione del rischio vulcanico è complicata dal fatto che non vi è, come invece per i terremoti, un valore di magnitudine o una scala di intensità che possano fornire un riferimento univoco. Questo perché, come abbiamo visto, i fenomeni cui può dare origine un vulcano sono molteplici e di tipo diverso. Tali fenomeni possono non verificarsi tutti in un singolo episodio di attività del vulcano, e inoltre possono avere un impatto anche molto differente (ad esempio, nuvole di gas tossici possono avere un impatto pesante sugli abitanti e su animali domestici e nessun impatto su abitazioni e infrastrutture). Il rischio vulcanico quindi non può essere espresso da un singolo valore o da una singola carta ma va calcolato separatamente per tutti i tipi di fenomeni cui il vulcano può dare origine. Ricapitolando quanto visto finora, i fenomeni che dovrebbero essere considerati sono i seguenti:

Carta predittiva degli spessori di cenere in seguito ad una ipotetica eruzione del Monte Fuji (Giappone).

flussi piroclastici (nubi ardenti). Sono di gran lunga gli eventi più pericolosi, tipici di eruzioni esplosive di tipo peleano o pliniano. Vanno valutate attentamente le probabilità e i tempi di ritorno di eruzioni di questo tipo e individuati i possibili percorsi e di questi flussi, oltre che la distanza dal centro eruttivo che potrebbero percorrere.
colate di fango (lahar) e alluvionamenti (jökulhlaup). Sono eventi pericolosissimi: vanno individuati i possibili siti di origine (accumuli instabili di materiale piroclastico, laghi e acquitrini, nevai e ghiacciai), i percorsi più probabili e le distanze di percorrenza delle colate e delle ondate di piena alluvionale.
ricaduta di bombe vulcaniche. Come riportato più sopra, questi proiettili vulcanici possono essere incandescenti e anche di dimensioni cospicue (fino ad alcune tonnellate e metri di diametro), e possono essere scagliate a centinaia di metri (fino a chilometri) di distanza.
dispersione e ricaduta di cenere e lapilli. La cenere come già riportato può dare irritazione e problemi respiratori alle persone e al bestiame, e causare problemi di stabilità agli edifici se si accumula in strati spessi sui tetti. Inoltre le coltri di cenere possono costituire un serio impedimento alla viabilità e ostacolare l'evacuazione e i soccorsi. Per la determinazione delle aree potenzialmente interessate dalla ricaduta occorre considerare i venti dominanti nell'area del vulcano.
colate di lava. Sono nella maggioranza dei casi non controllabili, e possono travolgere abitazioni, infrastrutture, strade e ferrovie, ostacolando o impedendo le comunicazioni tra settori del territorio. Per la loro velocità ridotta, difficilmente costituiscono un pericolo diretto per le persone, a meno che non siano sorprese all'interno di abitazioni o non si avvicinino troppo alla colata stessa.
formazione ed esplosione di duomi di lava e protrusioni solide. Come abbiamo visto, questi eventi tipici di vulcani esplosivi sono all'origine dell'espulsione di grandi quantità di materiale piroclastico. La stessa esplosione se vicina ad insediamenti umani può avere conseguenze devastanti.
deformazione del suolo (anche pre-eruttiva). La deformazione dell'edificio vulcanico è molto frequente durante gli episodi eruttivi, e costituisce anche un tipico evento precursore che segnala la prossimità di un'eruzione (essendo provocata dall'accumulo di pressione entro l'edificio stesso). Può avere conseguenze gravi sulla stabilità di eventuali edifici coinvolti e sull'incolumità delle persone, anche con l'apertura di fenditure (crepacci, fratture o faglie) nel suolo.

carta del rischio vulcanico per il vulcano Nevado del Ruiz (Colombia). Legenda (dall'alto in basso e da sinistra a destra): rischio elevato per colate di lava; rischio moderato per colate di lava; rischio elevato per flussi piroclastici; rischio moderato per flussi piroclastici; rischio elevato per colate di fango (lahar); colate di fango verificatesi nell'eruzione del Nevado del Ruiz del Novembre 1985. Sono riportati anche i limiti delle aree di moderato ed elevato rischio di ricaduta di cenere e l'estensione attuale della ricaduta.
terremoti di origine vulcanica (anche in fase pre-eruttiva). Terremoti di magnitudo variabile sono la norma durante eventi eruttivi e costituiscono anche tipici eventi precursori.
emissione di gas vulcanici (anche nelle fasi pre-eruttive). Alcuni vulcani sono pericolosi perché possono emettere grandi quantità di gas tossico, come la CO₂ (pericolosa in grande quantità). Il vulcano Nyos (Camerun) è noto per questa caratteristica: nel 1986 il vulcano emise una grande nube di anidride carbonica che uccise 1.700 persone e 3.500 capi di bestiame.
collassi strutturali e di versante. Fenomeni franosi di vaste proporzioni possono verificarsi come conseguenza di eruzioni vulcaniche, per l'aumento della pressione interna all'edificio nelle fasi iniziali dell'evento eruttivo o al contrario per collasso dell'edificio nelle fasi finali, con il venir meno della pressione. Possono anche verificarsi durante un'eruzione fortemente esplosiva. Tuttavia possono esservi frane per instabilità dei versanti dell'edificio vulcanico anche senza fenomeni eruttivi (ad esempio a causa di piogge prolungate), o possono essere provocati dalla deformazione del suolo o da terremoti non concomitanti con un evento eruttivo. Tuttavia, essendo connaturati all'edificio vulcanico, devono essere considerati comunque nel calcolo del rischio.
incendi. La lava e le bombe vulcaniche possono causare incendi nella vegetazione e negli edifici coinvolti.
maremoti (tsunami) di origine vulcanica. L'evento eruttivo stesso in caso di una eruzione subacquea di bassa profondità può originare onde di maremoto (tsunami). Queste possono verificarsi anche per collasso di un edificio vulcanico o per eventi franosi a carico dei versanti, se l'edificio stesso è adiacente al mare. Le tsunami sono particolarmente pericolose in quanto possono colpire e devastare aree costiere anche molto distanti dal centro eruttivo. Perciò il rischio tsunami deve essere considerato anche sulle coste prospicenti un edificio vulcanico (oltre che nelle aree circostanti l'edificio stesso).

Come riportato al capitolo precedente, per il calcolo del rischio non vanno considerate solamente le condizioni attuali o recenti ma anche dati storici (comprese le cronache locali) e archeologici, oltre che la storia erutiva del vulcano, che va ricostruita attentamente mediante prospezioni geologiche e geofisiche. In base alle carte del rischio calcolato per ogni singolo fenomeno rilevato, vengono poi redatte carte del rischio sintetiche, allo scopo ricavare una zonazione del rischio da applicare per fini di organizzazione degli interventi sul territorio.

Una colata lavica che inghiotte una casa (Hawaii)
Una colata di lava a blocchi ha sepolto una casa nei pressi dell'Etna
Colata piroclastica (nube ardente) del Vulcano Mayon (Filippine).
Deposito di una colata piroclastica nel Mt. St. Helens (1982, USA)
Flussi piroclastici del vulcano Merapi (Indonesia).
Lahar formatosi nell'eruzione del 1982 del Mt St Helens
Lahar del vulcano Galunggung (Giava, Indonesia)
Il lahar del Nevado de Ruiz (Colombia) che ha investito nel 1985 la cittadina di Armero, causando circa 24000 vittime.
Rovine di Armero, sepolte dalla colata di fango.
Lahar causato dal vulcano Pinatubo (Filippine).
Una mucca uccisa dalla nube di CO2 del vulcano Nyos (Camerun).

Le carte del rischio sono indispensabili per la pianificazione degli interventi di mitigazione del rischio vulcanico. Questi comprendono:

zonazione del rischio (definizione di aree con diversi livelli e tipologie di rischio); questa fase è fondamentale per scopi di prevenzione, per indicare le aree più esposte nelle quali non è possibile costruire nuove abitazioni o infrastrutture e dalle quali evacuare la popolazione con massima priorità, e individuare le possibili vie di fuga. La vicinanza di vulcani a centri abitati può determinare un aumento notevole del rischio vulcanico, legato alla pericolosità del vulcano (più il vulcano è pericoloso, ad esempio perché è esplosivo, maggiore sarà il rischio) e alla vulnerabilità e all'esposizione del territorio, cioè dalla presenza di abitazioni e infrastrutture nell'area intorno al vulcano potenzialmente coinvolta da fenomeni eruttivi. L'area attorno al Vesuvio, ad esempio, è molto esposta e molto vulnerabile perché si è costruito, anche abusivamente, moltissimo e anche in aree potenzialmente interessate da colate laviche o flussi piroclastici.
monitoraggio del vulcano (sistemi di rilevazione delle manifestazioni vulcaniche e dei terremoti) e sistemi di allarme, volti alla rilevazione tempestiva e alla segnalazione di anomalie ed eventi significativi che possono indicare un processo in atto. La sorveglianza attiva dei vulcani viene effettuata con reti strumentali multiparametriche (cioè che misurano diversi parametri fisici):
- telecamere (webcam), per la sorveglianza diretta, condotta anche con ricognizioni sul terreno e mediante droni aerei;
- reti di sismometri, per la registrazione di eventi sismici (terremoti);
- reti geodetiche, che consentono di misurare le deformazioni del suolo pre-eruttive;
- reti di rilevatori geochimici, che mettono in atto una serie di misure di temperatura, composizione e flusso di fluidi (gas, vapore e liquidi), e per la segnalazione di variazioni e anomalie significative;
- vi possono essere anche dispositivi di altro tipo, come ad esempio rilevatori a raggi infrarossi, per monitorare le sorgenti di calore e visualizzare aree soggette a flussi di calore anomali. Sono utilizzate anche stazioni gravimetriche e magnetometriche, per la rilevazione di anomalie locali di gravità e del campo magnetico terrestre che possono indicare espansioni o contrazioni della camera magmatica e la presenza di corpi magmatici intrusivi o masse di magma in risalita.
definizione di livelli di allerta che dipendono dall'entità delle anomalie rilevate dalle reti di monitoraggio.
messa a punto di un piano di evacuazione della popolazione.

Di seguito la definizione dei quattro livelli di allerta utilizzati in Italia dalla Protezione Civile.

LIVELLO DI ALLERTA	STATO DEL VULCANO
VERDE	Vulcano in stato di equilibrio (parametri nella norma)
GIALLO	Vulcano in stato di potenziale disequilibrio (parametri su valori anomali protratti nel tempo)
ARANCIONE	Vulcano in stato di disequilibrio (parametri su valori elevati protratti nel tempo)
ROSSO	Vulcano in stato di forte disequilibrio (parametri in rapida evoluzione su valori costantemente molto elevati)

In Italia il servizio di sorveglianza dei vulcani attivi è condotto dall'Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia (INGV), in collaborazione con il Dipartimento di Protezione Civile (DPC). L'attività di sorveglianza viene effettuata sulle tre aree del territorio nazionale con vulcani attivi.

Per i vulcani campani (Vesuvio, Campi Flegrei, Ischia) la sorveglianza è condotta dalla sezione INGV di Napoli - Osservatorio Vulcanologico Vesuviano;
per i vulcani laziali (Colli Albani), dalla sezione INGV di Roma;
per i vulcani siciliani (Etna, Stromboli, Vulcano, Pantelleria), dalla sezione INGV di Catania - Osservatorio Vulcanologico Etneo (mentre alla sezione di Palermo compete la sorveglianza geochimica).

Stazione GPS per il monitoraggio delle deformazioni del suolo sul vulcano Piton de la Fournaise (Isola di Réunion, Oceano Indiano, Francia).
Un tiltmetro, cioè uno strumento che misura le variazioni di inclinazione del suolo, sul Mauna Loa (Hawaii).
Sismometro sul Vesuvio (Campania, Italia).
Registrazione degli eventi sismici sul vulcano Mt. St. Helens (USA) nel Marzo 1980, nel periodo immediatamente precedente l'eruzione catastrofica di quell'anno.
Immagini radar da satellite che mostrano la velocità di deformazione del suolo nell'area flegrea-vesuviana. Nell'immagine in alto la deformazione calcolata negli anni dal 2002 al 2010; nell'immagine in basso è rappresentata la deformazione del suolo nel 2015-2015. Dalla scala colore è evidente l'aumento della velocità di deformazione negli anni più recenti.
Campionamento di gas da fumarole. Lassen Volcanic National Park, California (USA)
Grafico che mostra l'aumento della concentrazione di CO₂ nell'aria atmosferica sopra il Mauna Loa (Hawaii) dal 1958 al 2006.
Carta gravimetrica dell'Isola di Réunion: le aree in colore rosso sono anomalie che evidenziano la presenza di rocce ad alta densità nel sottosuolo: si tratta con ogni probabilità di corpi magmatici in via di raffreddamento (che quindi costituiscono fonti di calore, potenzialmente utili per lo sviluppo della geotermia nell'isola).

Vulcanesimo in Italia

Le principali province magmatiche in Italia.

Nel territorio italiano l'attività vulcanica e plutonica ha lasciato importanti testimonianze in tutte le ere geologiche rappresentate: dal Paleozoico antico (in Sardegna) fino alle manifestazioni più recenti e tuttora attive del Quaternario dell'Italia peninsulare, nel Canale di Sicilia e nel Tirreno meridionale.
Qui diamo una panoramica sintetica dell'attività vulcanica secondaria tuttora presente e dei vulcani attivi. Per un migliore inquadramento è opportuno fare riferimento a settori che vengono definiti tradizionalmente come province magmatiche. Una provincia magmatica è definita come un'area relativamente ristretta entro la quale rocce ignee (intrusive e/o effusive) si sono messe in posto in un periodo di tempo relativamente ristretto e definito. Una provincia magmatica quindi costituisce l'espressione di processi geologici abbastanza simili e riflette determinate affinità di composizione. Le principali province magmatiche italiane sono cinque:

Provincia toscana

Questa provincia comprende la Toscana occidentale, dalla zona di Montecatini Terme a quella del Monte Amiata e l'area tirrenica dell'Arcipelago Toscano (isole di Capraia e Gorgona, Elba, Giglio e Montecristo). L'attività vulcanica inizia nel Miocene e ha la sua massima espressione nel Pliocene (4-5 milioni di anni fa); il centro eruttivo più recente è l'Amiata (20000-300000 anni fa). Abbiamo fenomeni sia intrusivi, con batoliti granitici come quello dell'Elba, sia effusivi, con rocce sia femiche che sialiche; l'attività è stata prevalentemente effusiva, a colate laviche e duomi, ma non mancano i prodotti piroclastici. Al presente tutti i vulcani sono estinti e resta solamente attività idrotermale, ancora piuttosto intensa intorno al settore del Monte Amiata, con acque calde, soffioni e fumarole. Celebri i Soffioni di Larderello (Pisa). Qui è concentrata la maggior parte della geotermia italiana.

Provincia laziale

Va dai Monti Vulsini e Cimini ai Colli albani. Si tratta di grandi centri eruttivi la cui attività va da circa 800000 anni fa a meno di 20000 anni fa per i Colli Albani. L'attività è stata prevalentemente esplosiva, con abbondanza di prodotti piroclastici e colate laviche decisamente subordinate.

Il Lago di Bolsena è una grande caldera derivata dal collasso di un centro eruttivo caratterizzato da estesi depositi piroclastici da eruzioni di tipo pliniano e stromboliano, e colate laviche. Il vulcano è considerato estinto: permane una sporadica attività sismica e attività idrotermale con sorgenti di acque calde e venute di vapore e gas vulcanici, in alcuni casi sfruttata geotermicamente per la produzione di energia elettrica (Latera e Torre Alfina);

I Colli Albani sono quanto resta di un grande stratovulcano collassato: si tratta in realtà di una caldera composita, le cui maggiori depressioni sono colmate dai laghi Albano e di Nemi. I prodotti sono prevalentemente piroclastici, inizialmente da ricaduta di cenere e lapilli e poi di origine freato-magmatica, con attività fortemente esplosiva, e colate laviche subordinate. Questo centro eruttivo ha eruttato a partire da 600000 anni fa fino a meno di 20000 anni fa, con manifestazioni tardive fino all'epoca romana e oltre. Anche attualmente i dati del monitoraggio relativi all'attività sismica, alla deformazione del suolo e alle emissioni gassose indicano che il vulcano non può dirsi con sicurezza estinto, ma viene considerato in prevalenza dalla comunità scientifica come in una fase di lunga quiescenza. Attualmente è monitorato dalla sede romana di INGV dal 2000, soprattutto per il forte rischio di rilascio di gas tossici (soprattutto anidride carbonica, idrogeno solforato e radon), in conseguenza di morie di bovini e di pecore (oltre che di animali selvatici) per asfissia verificatesi nel settore di quest'area più prossimo a Roma (Cava dei Selci).

Provincia campana

Fanno parte di questa provincia i tre centri eruttivi principali del Vesuvio, dei Campi Flegrei e dell'isola di Ischia, considerati attualmente quiescenti, ma che hanno eruttato varie volte in epoca storica o recente, insieme con altri vulcani considerati estinti, come il vulcano di Roccamonfina (a nord di Caserta) e l'isola di Procida (la cui ultima eruzione risale a circa 18000 anni fa).
Tutti questi vulcani si sono formati all'interno di un'area, la Piana Campana, ribassata da faglie. L'attività di queste faglie (faglie normali o dirette, come vedremo nel capitolo dedicato ai terremoti) è causata da una "distensione" della crosta terrestre in questo settore (che ha favorito la risalita del magma).

Vengono aggregate a questa provincia anche le Isole Pontine (Ponza e Ventotene le principali), il cui vulcanismo si è estinto in età pleistocenica (poco più di un milione di anni fa).

Vesuvio. È un vulcano attivo esplosivo, di tipi vulcaniano. Attualmente è quiescente. Le sue eruzioni sono caratterizzate da grandi pennacchi di ceneri e lapilli e colate laviche (non sempre presenti). Il territorio attorno al vulcano è molto antropizzato, un fatto che creerà molti problemi nel momento in cui si risveglierà. Famosa è la sua eruzione del 79 d.c. che distrusse Pompei, Ercolano, Stabia ed altre città. Il vucano emise grandi quantità di piroclasti (ceneri e pomici) che seppellirono abitazioni ed abitanti. In base alla testimonianza riportata da Plinio il Giovane il pennacchio di ceneri assomigliava ad un fungo atomico e raggiunse una altezza di 26 chilometri. Ercolano fu investito e sepolto da una nube ardente

Arco Eoliano

L'arco eoliano; carta delle isobate (curve di isoprofondità); le isole emerse sono riportate in grigio e la costa siciliana in marrone. Sono indicati gli apparati vulcanici sommersi (nomi in rosso).

Questa provincia magmatica viene in genere distinta in letteratura per le sue peculiarità genetiche e morfologiche. Si tratta di un vero e proprio arco vulcanico, che mostra spiccate affinità con strutture similari della "cintura di fuoco" del Pacifico occidentale (come ad esempio le Isole Marianne, o le Aleutine), sia pure su scala più ridotta.

Questo comprensorio è costituito non solo dalla parte insulare emersa, rappresentata dalle sette Isole Eolie (da oves: Alicudi, Filicudi, il gruppo Salina-Lipari-Vulcano, Panarea, Stromboli): queste ultime sono solo la parte centrale emersa di una "catena" di apparati vulcanici per lo più subacquei. Guardando una carta del fondale marino nell'area si scopre che questa catena costituisce un arco a forma di "ferro di cavallo". Tutti questi edifici vulcanici sono impostati sulla scarpata continentale siciliana e calabra.

Altri vulcani che non fanno parte strettamente dell'arco delle Eolie ma con genesi e attività correlate sono il grande vulcano Marsili (attivo), più o meno al centro dell'arco eoliano, e gli apparati vulcanici Vavilov e Magnaghi (estinti), più a ovest, tutti impostati sulla crosta tirrenica, di tipo oceanico.

Tutti questi centri eruttivi sono relazionati alla collisione della placca tettonica ionica (di pertinenza africana) che muovendosi verso nord-ovest si "incunea" sotto la Calabria e sotto la placca tirrenica, generando attività sismica e risalita di magma.

Attualmente gli apparati considerati sede di attività vulcanica significativa sono:

Stromboli. Attivo da circa 200000 anni, nel periodo storico con con attività continua di tipo stromboliano. È moderatamente esplosivo, caratterizzato da frequenti ma deboli esplosioni (a intervalli che vanno da pochi minuti ad alcune ore) durante le quali vengono emesse modeste quantità di ceneri, lapilli e bombe. Talvolta si verifica una attività parossistica, con esplosioni più violente che generano colonne eruttive alte fino a una decina di chilometri e maggiori quantità di piroclasti, la cui ricaduta può interessare le aree abitate dell'isola. Le emissioni laviche significative (che danno origine a colate) sono poco frequenti e in genere si incanalano nella Sciara del Fuoco, una grande depressione a solco situata sul versante settentrionale del cono vulcanico, dove non costituiscono un pericolo diretto per gli abitati dell'isola (anche se negli episodi parossistici del 1919 e 1930 colate di lava si riversarono anche fuori della Sciara del Fuoco, arrivando a lambire i centri abitati). L'ultimo periodo parossistico è avvenuto nel luglio-agosto del 2019, con innalzamento di una colonna eruttiva e la generazione di colate laviche e flussi piroclastici nella Sciara del Fuoco; l'evento eruttivo ha fatto anche una vittima. Lo Stromboli costituisce un rischio reale anche per la generazione di tsunami da flussi piroclastici o per il franamento di materiale instabile dalla Sciara del Fuoco: un evento di tsunami di quest'ultimo tipo ha interessato la costa dell'isola nel dicembre del 2002, in conseguenza di un crollo dovuto ad un altro episodio parossistico.
Vulcano, attivo; le eruzioni di età storica sono state di tipo vulcaniano, con forte attività esplosiva. L'ultima eruzione si è verificata tra il 1888 ed il 1890. A partire dall'estate 2021, e in particolare da settembre, si è osservato un aumento dell'attività delle fumarole, della temperatura dei gas e della quantità di CO₂ e SO₂ in essi, nonché un incremento dell'attività microsismica. Per questo motivo la Protezione civile ha innalzato il livello di allerta vulcanica da verde a giallo.
Lipari, attualmente quiescente ma attivo in epoca storica (fino intorno al 1200 D.C.).
Panarea. Attualmente quiescente ma con attività idrotermale fumarolica intensa e venute di gas vulcanici di origine magmatica (monitorato dalla Protezione Civile).
Palinuro. Situato al largo della costa del Cilento, all'estremità nord-est dell'arco eoliano, questo grande vulcano sottomarino (in realtà un edificio composito con diversi centri eruttivi) ha la sua sommità circa 70 m sotto il livello del mare. E' considerato attivo, e nel maggio del 2012 ha manifestato attività sismica, destando qualche allarme. E' tra i vulcani sottomarini che sono monitorati per la possibilità che un'eventuale eruzione possa innescare un maremoto (tsunami).
Marsili. Con 70 km di lunghezza e 30 km di larghezza (pari a 2100 chilometri quadrati di superficie) il Marsili rappresenta uno dei vulcani più estesi d'Europa. L'edificio vulcanico è in realtà composito (composto da vari edifici) e si eleva per circa 3000 metri sul fondo marino, raggiungendo con la sommità la quota di circa 450 metri al di sotto della superficie del mar Tirreno. Da studi condotti dal CNR in collaborazione con INGV l'attività di Marsili sembra a basso indice di esplosività. E' considerato attualmente attivo e monitorato soprattutto per la possibilità che un'eventuale eruzione possa innescare un collasso di grandi proporzioni dell'edificio vulcanico, generando un'onda di maremoto (tsunami) che investirebbe le coste dell'Italia meridionale e della Sicilia, potenzialmente con gravi danni.
Vavilov e Magnaghi. Due apparati vulcanici di grandi dimensioni nella parte centro-occidentale del Tirreno, probabilmente ormai inattivi da tempo ma attenzionati ugualmente per la possibilità di collasso, e il conseguente rischio tsunami.

Veduta di Stromboli.

Video di eruzioni dello stromboli: giugno 2013. Giugno 2014. Giugno 2013 in volo attorno al vulcano. Volo sopra il vulcano, estate 2014.

Provincia siciliana

La provincia magmatica siciliana comprende il grande apparato vulcanico dell'Etna (attivo), oltre a vari altri centri eruttivi localizzati nell'Altopiano Ibleo (estinti), nel Tirreno meridionale (Ustica, estinto) e nel Canale di Sicilia (attualmente quiescenti).
L'isola di Ustica è la parte emersa di un vasto apparato vulcanico sottomarino composito che si estende verso sud con una ulteriore culminazione sommersa a sud-est (denominata Prometeo). L'attività vulcanica va da 740000 a 130000 anni fa, ed è quasi sicuramente estinto (a parte tardive manifestazioni di attività idrotermale). Si tratta di un vulcanismo di tipo anomalo per quest'area, riconducibile ad una risalita diretta di marmi dal mantello terrestre (vulcanismo di hot spot, come vedremo nel capitolo dedicato alla Tettonica delle Placche).
Nell'Altopiano Ibleo (Sicilia sud-occidentale), il vulcanismo più recente ha un'età plio-pleistocenica, compresa tra 3 milioni e circa 1.5 milioni di anni fa, con caratteristiche eruttive prevalentemente effusive sia subaeree che sottomarine di acque poco profonde, ed è sicuramente estinto.
Nel Canale di Sicilia, l'isola di Pantelleria è caratterizzata da un vulcanismo di tipo sia effusivo che esplosivo, con prodotti che vanno da 324000 anni fa a tempi moto recenti. La maggior parte dell'isola emersa è formata dai prodotti piroclastici di una eruzione pliniana di grande magnitudine avvenuta circa 50000 anni fa. Le ultime manifestazioni eruttive sono del 1831 e del 1891, di tipo esplosivo freato-magmatico e si sono verificate nella parte sommersa del versante nord-est dell'isola. Attualmente, sulla terraferma vi è una attività fumarolica piuttosto intensa, con rischio di emissioni di gas vulcanici tossici. Il vulcano è monitorato da INGV e Protezione Civile in quanto sicuramente ancora attivo.

Etna. È il più grande e importante vulcano d'Europa e si trova in Sicilia. È quasi sempre sovrastato da un pennacchio di fumo. Erutta abbastanza frequentemente, con attività da stromboliana a vulcaniana. Le sue eruzioni talvolta hanno creato danni ai paesi circostanti, talvolta sono spettacolari attrazioni turistiche. La più lunga eruzione del XX secolo avvenne nel 1991 e durò 473 giorni. In questa pagina di wikipedia sono elencate tutte le sue eruzioni.

Filmati di eruzioni dell'Etna: 17 novembre 2013-1; 17 novembre-2; 2015;

Il cratere del Vesuvio
Eruzione del Vesuvio del 1944
Il foro di Pompei con il Vesuvio sullo sfondo
Il Vesuvio visto da Pompei in un'antica stampa di Karl Brullov
L'area interessata dall'eruzione del 79 dc

Approfondimenti

↑ Approfondimento: La paragenesi mineralogica e la classificazione delle rocce ignee
La classificazione delle rocce ignee più comuni è in base ai tre principali componenti mineralogici, cioè:

Quarzo (SiO₂)
Feldspati alcalini (o Alcalifeldspati), rappresentati da feldspato potassico (ortoclasio: KAlSi₃O₈) e feldspato sodico (albite: NaAlSi₃O₈) e termini intermedi tra questi due estremi (cioè Na,KAlSi₃O₈ con K e Na in diverse proporzioni).
Plagioclasi, termini di transizione tra feldspato (plagioclasio) sodico (albite: NaAlSi₃O₈) e calcico (anortite: CaAl₂Si₂O₈).

Feldspati e plagioclasi raramente sono termini "puri" ma costituiscono miscele allo stato solido.
Generalmente, maggiore è il contenuto di quarzo, più le rocce sono sialiche; i termini neutri contengono poco quarzo e più feldspati alcalini, mentre i termini femici sono caratterizzati da un contenuto maggiore di feldspati (plagioclasi) calcici (questi ultimi contengono meno silice, in quanto il silicio è in parte sostituito dall'alluminio).
Le rocce ignee vengono caratterizzate in base alla loro composizione mineralogica, utilizzando diagrammi come quelli rappresentati sotto. Questo è il classico diagramma QAP (Quarzo-Alcalifeldspati-Plagioclasi): si tratta di un diagramma ternario (triangolare) i cui vertici rappresentano il 100% del termine puro a cui si riferiscono. Quindi procedendo lungo uno dei lati a partire da un vertice (ad esempio il Quarzo) verso un altro vertice (ad esempio i Plagioclasi), la percentuale di Q diminuisce e parallelamente aumenta quella di P in modo che la somma dia il 100%. Per punti situati all'interno del diagramma abbiamo tre componenti.
In questo tipo di diagramma le linee parallele al lato AP rappresentano uguali percentuali relative di quarzo e alcalifeldspati + plagioclasi, mentre le diverse percentuali relative di plagioclasi e alcalifeldspati sono rappresentate da linee convergenti sul vertice Q. Quindi, avendo determinato le % di alcalifeldspati e plagioclasi (ad esempio: 70% di ortoclasio e 30% di plagioclasio calcico), si riporta dal punto rappresentativo della composizione sul lato AP la linea congiungente il vertice Q, fino ad incrociare la linea parallela al lato AP che rappresenta la % di quarzo (ad esempio: Q=15%). L'incrocio delle due linee dà il punto rappresentativo della composizione della roccia e permetterà di definirla a seconda del campo in cui cade. Nel caso dell'esempio avremo una quarzo-sienite, con 15% di quarzo e 85% di feldspato + plagioclasio; tra i feldspati avremo ortoclasio dominante (70% di ortoclasio rispetto al 30% di plagioclasio).
Sono riportati il diagramma QAP per le rocce intrusive e quello per le rocce effusive più comuni. Per le rocce intermedie intrusive (sieniti, monzoniti) e le loro corrispondenti effusive (trachiti, latiti) sono previsti dei termini transizionali alle rocce sialiche (ad esempio: quarzo-sieniti e quarzo-trachiti). Il campo più prossimo al vertice Q (Q>60%) non è caratterizzato per le rocce effusive (ed è lasciato in bianco) perché i termini corrispondenti in realtà sono assai poco frequenti in natura.

Diagramma ternario QAP per le rocce intrusive ed effusive contenenti quarzo e feldspati
Rocce intrusive.
Rocce effusive (vulcaniche).

Nota che in questi diagrammi i termini intermedi basali meno sialici (dioriti, andesiti) sono indistinguibili dai termini femici veri e propri (gabbri e basalti), in quanto occupano lo stesso campo prossimo al vertice P (plagioclasio calcico). Questo perché nelle rocce femiche il quarzo è pochissimo o assente e in compenso risultano abbondanti i minerali femici come anfiboli, pirosseni e olivine, che in questo diagramma non vengono considerati. Quindi il contenuto in quarzo e plagioclasi non basta a caratterizzare queste rocce e occorre fare riferimento ad altri tipi di diagrammi che includono i minerali femici citati.

Di seguito viene proposta una versione più dettagliata della tabella delle rocce magmatiche, che tiene conto della classificazione vista sopra.

	Intrusive	Effusive
Sialiche o Acide (persiliciche)	Graniti: hanno tipica tessitura olocristallina a grana medio-mediofine; contengono quarzo traslucido e incolore, feldspato potassico (ortoclasio), meno frequenti plagioclasi e biotite (mica nera). Possono contenere muscovite (mica bianca) se si è in presenza di graniti a due miche, apatite, zircone, solfuri (soprattutto pirite). Il colore va dal bianco al rosso passando per il rosa. Le masse fuse di tipo granitico, consolidando danno origine a batoliti che si estendono anche per centinaia di chilometri. Le rocce granitiche sono le rocce intrusive più comuni nella crosta continentale, e costituiscono spesso il "nucleo" delle catene montuose.. Granodioriti e Tonaliti: grana da medio-fine a grossolana, simili ai graniti ma in cui il feldspato potassico-sodico è sostituito da plagioclasi calcici con tenore crescente; sono anche mediamente più abbondanti i minerali femici (anfiboli e biotite).	Rioliti (o lipariti): sono conosciute meglio con il nome di “porfidi”. Presentano struttura porfirica, quarzo e feldspati. Daciti: rispetto alle rioliti, il feldspato potassico è sostituito in massima parte da plagioclasi calcici, accompagnati da anfiboli e biotite.
Sialiche o Acide (persiliciche)		Trachiti: sono povere o prive di quarzo ma con abbondante feldspato sodico-potassico. Il colore è tendente allo scuro.
Intermedie o Neutre (mesosiliciche)	Sieniti: sono rocce che contengono prevalenti feldspati potassici e sodici, la cui struttura e composizione sono simili ai graniti ma sono povere o prive di quarzo. Colore grigio o violaceo Monzoniti: rocce intermedie, sempre di aspetto simile ai graniti, con prevalenti plagioclasi calcici e prive di quarzo o con quantità di quarzo relativamente piccole. Colore tendenzialmente bruno o violaceo. Dioriti: quarzo molto subordinato o assente; hanno una miscela equilibrata di composti femici o basici (pirosseni e anfiboli) e sialici (plagioclasi calcici); struttura olocristallina. Il quarzo è presente nelle quarzo-dioriti.	Latiti: tessitura porfirica, con fenocristalli di feldspato e plagioclasi sodico-calcici, anfiboli, pirosseni e miche. Il nome deriva dal Lazio, dove sono state studiate in origine. Andesiti: tessitura porfirica o vetrofirica, con prevalenti plagioclasi calcici, anfiboli e pirosseni; il nome di queste rocce deriva dalla catena delle Ande, in quanto come vedremo queste rocce sono il prodotto dell'attività degli archi vulcanici e delle catene montuose in contesti di collisione tra placche tettoniche.
Femiche o Basiche (iposiliciche)	Gabbri: sono rocce molto scure, con plagioclasi calcici, pirosseni, anfiboli.	Basalti: sono tra le rocce più dure e dense esistenti, di colore scuro o verde, molto femiche (o basiche) e quindi povere di silice e sostanzialmente prive di quarzo, con plagioclasio calcico, anfiboli, pirosseni e olivina. Sono le rocce effusive più diffuse, e costituiscono la maggior parte della crosta oceanica.
Ultrabasiche	Peridotiti: sono rocce ultrabasiche, scure e pesanti, formate in prevalenza da componenti ferro-magnesiaci (pirosseni e olivina) e, quindi, molto povere di silicio. Costituiscono probabilmente la roccia dominante nel mantello superiore terrestre. Poco frequenti nella crosta e presenti soprattutto come xenoliti in rocce vulcaniche femiche o lembi portati in affioramento dai movimenti delle placche tettoniche.	Sono rocce effusive assai poco comuni (Picriti), costituite prevalentemente da olivina con piccole percentuali di feldspati e in subordine da pirosseni, anfiboli e biotite. Si ritiene derivino da differenziati femici per cristallizzazione frazionata, non da magmi primari.

Note

↑ Il flusso laminare si contrappone al flusso turbolento. Si ha un flusso in regime turbolento quando le forze viscose non sono sufficienti a contrastare la forza d'inerzia delle molecole di un fluido. Nel regime turbolento le traiettorie delle molecole di un fluido sono caotiche e non ordinate come nel moto laminare e si ha lapresenza di vortici, con rimescolamento della massa fluida in movimento. In generale, nei fluidi a bassa viscosità si innesca più facilmente un moto di tipo turbolento: ad esempio nei corsi d'acqua, soprattutto a regime torrentizio. Flussi d'acqua laminari possono sussistere, ma solo in condizioni particolari e non sono stabili (per lo meno, alle condizioni della superficie terrestre).
↑ Uno scopo non secondario del mantenimento della pressione del serbatoio geotermico è di non innescare fenomeni di subsidenza dovuti alla riduzione del volume poroso della roccia serbatoio sotto il peso delle rocce soprastanti, non più contrastato efficacemente dalla pressione interna. il fenomeno può propagarsi a tutta la colonna di roccia soprastante il serbatoio e arrivare in superficie, provocando un abbassamento del suolo che può arrivare ad un ordine di grandezza di decimetri o addirittura di metri in poche decine di anni. Ovviamente la subsidenza ha ripercussioni negative sulle costruzioni e può provocare modificazioni all'idrografia di superficie (ai corsi d'acqua), provocando ristagno di acque e, nelle aree costiere, arretramenti della linea costiera e invasione da parte di acque marine o salmastre.
↑ La parola entalpia ha origine dal greco enthalpos (ἔνθαλπος), che significa letteralmente "portare calore dentro". L'entalpia di un sistema termodinamico è definita come la somma dell'energia interna U e del prodotto della pressione p per il volume V del sistema stesso, cioè: H = U + pV
↑ Per questo tipo di uso, il vapore e le acque di sottosuolo sono utilizzate per riscaldare acque provenienti dalla rete di distribuzione, tramite uno scambiatore di calore (un dispositivo che permette lo scambio di energia termica tra fluidi aventi temperature diverse). Infatti i fluidi di sottosuolo non possono venire immessi direttamente in una rete di distribuzione esterna, sia perché spesso contengono sostanze tossiche o corrosive, sia perché il circuito geotermico dovrebbe mantenersi per quanto possibile chiuso, per poter iniettare nel serbatoio la stessa quantità di acqua che gli viene sottratta, in modo da mantenerne la pressione, e anche perché in tal modo si ha maggiore controllo sulla temperatura delle acque entro la rete di distribuzione.
↑ Rispetto all'aria atmosferica, la temperatura del suolo ad una certa profondità subisce variazioni annuali molto più contenute: a profondità di 5–10 m la temperatura del suolo è pressoché costante tutto l'anno ed è equivalente all'incirca alla temperatura media annuale dell'aria, ovvero circa 10-16 °C (a seconda della latitudine e dell'altitudine).
↑ Per ottenere questo trasferimento di energia termica, viene utilizzata una macchina termica chiamata pompa di calore, che è una applicazione della Seconda legge della Termodinamica.
↑ Si tratta della parte di organismi planctonici fotosintetici composta di batteri e alghe unicellulari, che costituisce la base della catena alimentare: il nutrimento di gran parte dello zooplancton e quindi degli animali marini pluricellulari (invertebrati, pesci, rettili etc.).
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la varietà e variabilità degli organismi viventi e dei sistemi ecologici in cui essi interagiscono
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Bibliografia

Le informazioni contenute in questo capitolo derivano dai testi seguenti:

Bianchi A., Corso di Mineralogia con elementi di petrologia, Padova, CEDAM, 1970, pp. 714.
Desio A., Geologia dell'Italia, 1081 p., Unione Tipografico-Editrice Torinese, 1978.
Gasperini P. et al., I vulcani, in Gasperini P. (a cura di), Le Scienze, Quaderni, n. 4, 1983, pp. 96.
Gola G., L’esplorazione del sottosuolo alla ricerca di correnti convettive, in Ithaca: Viaggio nella Scienza VIII, 2016.
Ippolito F. (a cura di), La dinamica della Terra - Letture da Le Scienze, Le Scienze S.p.A., 1983, pp. 302.
Mastrolorenzo G. (coordinatore); De Natale G., Pappalardo L., Petrone P.P., Ricciardi I., Rossano S., Troise C. (a cura di), Ricerca Scientifica e Mitigazione del Rischio Vulcanico. Vol. I - Vesuvio: dentro il vulcano. Parte I, Osservatorio Vesuviano - Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, 2004, pp. 31.
(EN) Nichols G., Sedimentology and stratigraphy - 2nd ed., Oxford, UK, Wiley-Blackwell, 2009.
Viti M., Geotermia in Italia. Aspetti geologici, tecnologici ed ambientali, in GEOLOGIA DELL'AMBIENTE, 2, 25-32, 2021.

Per gli aspetti didattici sono stati tenuti presenti i testi seguenti:

Pignocchino Feyles C., Geoscienze. Corso di scienze della terra per il secondo biennio e il quinto anno., Società Editrice Internazionale, 2021.

[1] Approfondimento: La paragenesi mineralogica e la classificazione delle rocce ignee
La classificazione delle rocce ignee più comuni è in base ai tre principali componenti mineralogici, cioè:
Quarzo (SiO₂)

Feldspati alcalini (o Alcalifeldspati), rappresentati da feldspato potassico (ortoclasio: KAlSi₃O₈) e feldspato sodico (albite: NaAlSi₃O₈) e termini intermedi tra questi due estremi (cioè Na,KAlSi₃O₈ con K e Na in diverse proporzioni).

Plagioclasi, termini di transizione tra feldspato (plagioclasio) sodico (albite: NaAlSi₃O₈) e calcico (anortite: CaAl₂Si₂O₈).
Feldspati e plagioclasi raramente sono termini "puri" ma costituiscono miscele allo stato solido.
Generalmente, maggiore è il contenuto di quarzo, più le rocce sono sialiche; i termini neutri contengono poco quarzo e più feldspati alcalini, mentre i termini femici sono caratterizzati da un contenuto maggiore di feldspati (plagioclasi) calcici (questi ultimi contengono meno silice, in quanto il silicio è in parte sostituito dall'alluminio).
Le rocce ignee vengono caratterizzate in base alla loro composizione mineralogica, utilizzando diagrammi come quelli rappresentati sotto. Questo è il classico diagramma QAP (Quarzo-Alcalifeldspati-Plagioclasi): si tratta di un diagramma ternario (triangolare) i cui vertici rappresentano il 100% del termine puro a cui si riferiscono. Quindi procedendo lungo uno dei lati a partire da un vertice (ad esempio il Quarzo) verso un altro vertice (ad esempio i Plagioclasi), la percentuale di Q diminuisce e parallelamente aumenta quella di P in modo che la somma dia il 100%. Per punti situati all'interno del diagramma abbiamo tre componenti.
In questo tipo di diagramma le linee parallele al lato AP rappresentano uguali percentuali relative di quarzo e alcalifeldspati + plagioclasi, mentre le diverse percentuali relative di plagioclasi e alcalifeldspati sono rappresentate da linee convergenti sul vertice Q. Quindi, avendo determinato le % di alcalifeldspati e plagioclasi (ad esempio: 70% di ortoclasio e 30% di plagioclasio calcico), si riporta dal punto rappresentativo della composizione sul lato AP la linea congiungente il vertice Q, fino ad incrociare la linea parallela al lato AP che rappresenta la % di quarzo (ad esempio: Q=15%). L'incrocio delle due linee dà il punto rappresentativo della composizione della roccia e permetterà di definirla a seconda del campo in cui cade. Nel caso dell'esempio avremo una quarzo-sienite, con 15% di quarzo e 85% di feldspato + plagioclasio; tra i feldspati avremo ortoclasio dominante (70% di ortoclasio rispetto al 30% di plagioclasio).
Sono riportati il diagramma QAP per le rocce intrusive e quello per le rocce effusive più comuni. Per le rocce intermedie intrusive (sieniti, monzoniti) e le loro corrispondenti effusive (trachiti, latiti) sono previsti dei termini transizionali alle rocce sialiche (ad esempio: quarzo-sieniti e quarzo-trachiti). Il campo più prossimo al vertice Q (Q>60%) non è caratterizzato per le rocce effusive (ed è lasciato in bianco) perché i termini corrispondenti in realtà sono assai poco frequenti in natura.

Diagramma ternario QAP per le rocce intrusive ed effusive contenenti quarzo e feldspati

Rocce intrusive.

Rocce effusive (vulcaniche).

Nota che in questi diagrammi i termini intermedi basali meno sialici (dioriti, andesiti) sono indistinguibili dai termini femici veri e propri (gabbri e basalti), in quanto occupano lo stesso campo prossimo al vertice P (plagioclasio calcico). Questo perché nelle rocce femiche il quarzo è pochissimo o assente e in compenso risultano abbondanti i minerali femici come anfiboli, pirosseni e olivine, che in questo diagramma non vengono considerati. Quindi il contenuto in quarzo e plagioclasi non basta a caratterizzare queste rocce e occorre fare riferimento ad altri tipi di diagrammi che includono i minerali femici citati.
Di seguito viene proposta una versione più dettagliata della tabella delle rocce magmatiche, che tiene conto della classificazione vista sopra.

Intrusive Effusive

Sialiche o Acide (persiliciche) Graniti: hanno tipica tessitura olocristallina a grana medio-mediofine; contengono quarzo traslucido e incolore, feldspato potassico (ortoclasio), meno frequenti plagioclasi e biotite (mica nera). Possono contenere muscovite (mica bianca) se si è in presenza di graniti a due miche, apatite, zircone, solfuri (soprattutto pirite). Il colore va dal bianco al rosso passando per il rosa. Le masse fuse di tipo granitico, consolidando danno origine a batoliti che si estendono anche per centinaia di chilometri. Le rocce granitiche sono le rocce intrusive più comuni nella crosta continentale, e costituiscono spesso il "nucleo" delle catene montuose..
Granodioriti e Tonaliti: grana da medio-fine a grossolana, simili ai graniti ma in cui il feldspato potassico-sodico è sostituito da plagioclasi calcici con tenore crescente; sono anche mediamente più abbondanti i minerali femici (anfiboli e biotite).
Rioliti (o lipariti): sono conosciute meglio con il nome di “porfidi”. Presentano struttura porfirica, quarzo e feldspati.

Daciti: rispetto alle rioliti, il feldspato potassico è sostituito in massima parte da plagioclasi calcici, accompagnati da anfiboli e biotite.

Trachiti: sono povere o prive di quarzo ma con abbondante feldspato sodico-potassico. Il colore è tendente allo scuro.

Intermedie o Neutre (mesosiliciche)
Sieniti: sono rocce che contengono prevalenti feldspati potassici e sodici, la cui struttura e composizione sono simili ai graniti ma sono povere o prive di quarzo. Colore grigio o violaceo
Monzoniti: rocce intermedie, sempre di aspetto simile ai graniti, con prevalenti plagioclasi calcici e prive di quarzo o con quantità di quarzo relativamente piccole. Colore tendenzialmente bruno o violaceo.
Dioriti: quarzo molto subordinato o assente; hanno una miscela equilibrata di composti femici o basici (pirosseni e anfiboli) e sialici (plagioclasi calcici); struttura olocristallina. Il quarzo è presente nelle quarzo-dioriti.
Latiti: tessitura porfirica, con fenocristalli di feldspato e plagioclasi sodico-calcici, anfiboli, pirosseni e miche. Il nome deriva dal Lazio, dove sono state studiate in origine.

Andesiti: tessitura porfirica o vetrofirica, con prevalenti plagioclasi calcici, anfiboli e pirosseni; il nome di queste rocce deriva dalla catena delle Ande, in quanto come vedremo queste rocce sono il prodotto dell'attività degli archi vulcanici e delle catene montuose in contesti di collisione tra placche tettoniche.

Femiche o Basiche (iposiliciche) Gabbri: sono rocce molto scure, con plagioclasi calcici, pirosseni, anfiboli. Basalti: sono tra le rocce più dure e dense esistenti, di colore scuro o verde, molto femiche (o basiche) e quindi povere di silice e sostanzialmente prive di quarzo, con plagioclasio calcico, anfiboli, pirosseni e olivina. Sono le rocce effusive più diffuse, e costituiscono la maggior parte della crosta oceanica.

Ultrabasiche Peridotiti: sono rocce ultrabasiche, scure e pesanti, formate in prevalenza da componenti ferro-magnesiaci (pirosseni e olivina) e, quindi, molto povere di silicio. Costituiscono probabilmente la roccia dominante nel mantello superiore terrestre. Poco frequenti nella crosta e presenti soprattutto come xenoliti in rocce vulcaniche femiche o lembi portati in affioramento dai movimenti delle placche tettoniche. Sono rocce effusive assai poco comuni (Picriti), costituite prevalentemente da olivina con piccole percentuali di feldspati e in subordine da pirosseni, anfiboli e biotite. Si ritiene derivino da differenziati femici per cristallizzazione frazionata, non da magmi primari.

[2] Quarzo (SiO₂)

[3] Feldspati alcalini (o Alcalifeldspati), rappresentati da feldspato potassico (ortoclasio: KAlSi₃O₈) e feldspato sodico (albite: NaAlSi₃O₈) e termini intermedi tra questi due estremi (cioè Na,KAlSi₃O₈ con K e Na in diverse proporzioni).

[4] Plagioclasi, termini di transizione tra feldspato (plagioclasio) sodico (albite: NaAlSi₃O₈) e calcico (anortite: CaAl₂Si₂O₈).

[5] Diagramma ternario QAP per le rocce intrusive ed effusive contenenti quarzo e feldspati

[6] Rocce intrusive.

[7] Rocce effusive (vulcaniche).

[2] Il flusso laminare si contrappone al flusso turbolento. Si ha un flusso in regime turbolento quando le forze viscose non sono sufficienti a contrastare la forza d'inerzia delle molecole di un fluido. Nel regime turbolento le traiettorie delle molecole di un fluido sono caotiche e non ordinate come nel moto laminare e si ha lapresenza di vortici, con rimescolamento della massa fluida in movimento. In generale, nei fluidi a bassa viscosità si innesca più facilmente un moto di tipo turbolento: ad esempio nei corsi d'acqua, soprattutto a regime torrentizio. Flussi d'acqua laminari possono sussistere, ma solo in condizioni particolari e non sono stabili (per lo meno, alle condizioni della superficie terrestre).

[3] Uno scopo non secondario del mantenimento della pressione del serbatoio geotermico è di non innescare fenomeni di subsidenza dovuti alla riduzione del volume poroso della roccia serbatoio sotto il peso delle rocce soprastanti, non più contrastato efficacemente dalla pressione interna. il fenomeno può propagarsi a tutta la colonna di roccia soprastante il serbatoio e arrivare in superficie, provocando un abbassamento del suolo che può arrivare ad un ordine di grandezza di decimetri o addirittura di metri in poche decine di anni. Ovviamente la subsidenza ha ripercussioni negative sulle costruzioni e può provocare modificazioni all'idrografia di superficie (ai corsi d'acqua), provocando ristagno di acque e, nelle aree costiere, arretramenti della linea costiera e invasione da parte di acque marine o salmastre.

[4] La parola entalpia ha origine dal greco enthalpos (ἔνθαλπος), che significa letteralmente "portare calore dentro". L'entalpia di un sistema termodinamico è definita come la somma dell'energia interna U e del prodotto della pressione p per il volume V del sistema stesso, cioè: H = U + pV

[5] Per questo tipo di uso, il vapore e le acque di sottosuolo sono utilizzate per riscaldare acque provenienti dalla rete di distribuzione, tramite uno scambiatore di calore (un dispositivo che permette lo scambio di energia termica tra fluidi aventi temperature diverse). Infatti i fluidi di sottosuolo non possono venire immessi direttamente in una rete di distribuzione esterna, sia perché spesso contengono sostanze tossiche o corrosive, sia perché il circuito geotermico dovrebbe mantenersi per quanto possibile chiuso, per poter iniettare nel serbatoio la stessa quantità di acqua che gli viene sottratta, in modo da mantenerne la pressione, e anche perché in tal modo si ha maggiore controllo sulla temperatura delle acque entro la rete di distribuzione.

[6] Rispetto all'aria atmosferica, la temperatura del suolo ad una certa profondità subisce variazioni annuali molto più contenute: a profondità di 5–10 m la temperatura del suolo è pressoché costante tutto l'anno ed è equivalente all'incirca alla temperatura media annuale dell'aria, ovvero circa 10-16 °C (a seconda della latitudine e dell'altitudine).

[7] Per ottenere questo trasferimento di energia termica, viene utilizzata una macchina termica chiamata pompa di calore, che è una applicazione della Seconda legge della Termodinamica.

[8] Si tratta della parte di organismi planctonici fotosintetici composta di batteri e alghe unicellulari, che costituisce la base della catena alimentare: il nutrimento di gran parte dello zooplancton e quindi degli animali marini pluricellulari (invertebrati, pesci, rettili etc.).

[9] varietà e variabilità degli organismi viventi e dei sistemi ecologici in cui essi interagiscono
RINVIA Geografia generale ed economica/Ambiente e sviluppo sostenibile#La biodiversità

[16] RINVIA Geografia generale ed economica/Ambiente e sviluppo sostenibile#La biodiversità

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