LE ERUZIONI VULCANICHE

LE ERUZIONI VULCANICHE Eruzione del 1944 del Vesuvio. Da Timelife, Volcano, 1982 Time-Life Books Inc. I vulcani sono aperture sulla superficie terrestre dalle quali rocce fuse o gas o, in genere, entrambi, fuoriescono dall'interno della terra. E sono anche i rilievi edificati intorno all'apertura dall'accumulo del materiale emesso. E i vulcani sono pure l'insieme strutturale che, dalla zona profonda di fusione attraverso la litosfera condiziona la risalita del fuso, il magma, fino alla superficie. Da un punto di vista piu generale, in relazione al ruolo svolto dai vulcani nell evoluzione planetaria, essi possono essere considerati grandi separatori chimici di un fluido (il magma) da una sorgente parzialmente fusa (generalmente il mantello), e il loro continuo funzionamento ha progressivamente permesso la formazione dei diversi involucri che costituiscono le porzioni superiori del globo terrestre. Strutturalmente i vulcani possono essere ricondotti ad una geometria schematica nella quale si distinguono quattro zone (fig. 2.1): 1) la zona di eruzione, che ha estensione verticale variabile (da decine di metri a qualche chilometro) e comprende quella parte del sistema in cui il magma non e' piu' soggetto ad ostacoli passivi che ne possano arrest are l'ascesa; 2) la zona di differenziazione, che comprende quella parte di crosta superiore nella quale i magmi possono arrestarsi per tempi piu' o meno lunghi, cambiando la loro composizione a seguito di processi 1

piu' o meno complessi. La sosta del magma avviene in genere negli ultimi 10 km di crosta terrestre, in corrispondenza di importanti discontinuita' litologiche e porta alla formazione delle cosidette camere magmatiche; 3) la zona di alimentazione, che corrisponde al lungo percorso compiuto dal magma per trasferirsi dalla zona di formazione alla superficie; essa puo essere identificata con lo spessore di litosfera al di sotto del vulcano e si puo semplicisticamente assumere che nel corso dell ascesa il magma non cambi le sue caratteristiche fisico-chimiche; 4) la zona di produzione, che comprende quella porzione di involucro terrestre, in genere l astenosfera, nella quale le rocce si trovano in condizioni da fondere parzialmente. Il magma cosi formatosi percola verso l'alto creando rivoli sempre piu' importanti che convergono in una zona di stoccaggio profondo (spesso alla transizione tra mantello e crosta). Qui il magma si accumula fino a raggiungere condizioni idonee perche' singole masse di fuso si stacchino ed inizino la loro risalita verso la superficie. Fig. 2.1 - A sinistra: Ricostruzione di un vulcano dalle radici alla superficie: il Kilauea nelel isole Hawaii visto attraverso una accurata tomografia sismica.. e un po di immaginazione. M.P.Ryan USGS Prof. Pap. 1350, 2, cap.52; A destra: Rappresentazione schematica delle diverse parti nelle quali e divisibile un sitema vulcanico 2

I prodotti che da un vulcano escono sulla superficie possono essere costituiti da frammenti di rocce solide "vecchie", strappate dal substrato ed eiettate in superficie dai gas, oppure da materiale "nuovo", allo stato liquido, originato dalla fusione parziale delle rocce della parte profonda del sistema. Tale materiale si chiama magma. La fuoriuscita in superficie di gas e materiale gia' solido e/o ancora fuso e' una eruzione vulcanica. Quando il materiale emesso e' rappresentato essenzialmente dal magma e dai gas da esso liberatisi, l'eruzione e magmatica. L eruzione e esplosiva se il magma e emesso in forma frammentata, effusiva se invece il magma esce come continuo liquido (fig.2.2). Alcune eruzioni sono caratterizzate dal coinvolgimento di gas generato dal riscaldamento di acqua esterna al magma: esse sono dette idroeruzioni (o idroesplosioni). Molte idroesplosioni eiettano in superficie solamente frammenti solidi di rocce preesistenti e prendono il nome di eruzioni freatiche. Altre emettono anche brandelli e particelle di magma fuso e vengono chiamate eruzioni idromagmatiche (freatomagmatiche se l'acqua non e' superficiale). Fig.2.2 - a sinistra: Eruzioni effusive: una grande colata lavica dell Etna si espande lentamente nella valle del Leone il 28 Settembre 1989. CNR-Gruppo Nazionale per la Vulcanologia, Mt. Etna: the 1989 eruption, Giardini, Pisa, 1990; a destra: eruzione esplosiva del 21 Aprile 1990, vulcano Redoubt (Alaska). La colonna eruttiva si innalza non dal cratere ma da una grande colata piroclastica che scorre sul fianco nord del vulcano. Una piccola colonna di vapore bianco esce dal cratere sommitale. Foto di J.Warren tratta dal sito http://www.avo.alaska.edu/avo3/volc/redou/volcintro.htm I prodotti emessi in forma frammentata, allo stato liquido o solido, prendono il nome di tefra (o prodotti piroclastici), mentre il magma emesso come continuo liquido e chiamato lava (fig.2.3). Le rocce che si formano per raffreddamento del magma sono dette rocce magmatiche o ignee. Se il consolidamento si realizza dopo l'emissione in superficie le rocce sono chiamate estrusive o vulcaniche, mentre, se il magma non raggiunge la superficie e il consolidamento avviene in profondita', si formano le rocce intrusive o plutoniche. Il raffreddamento e la solidificazione della lava porta alla formazione delle rocce effusive, mentre rocce piroclastiche sono il risultato del consolidamento, talora per processi secondari, dei tefra. L'apertura attraverso la quale il materiale vulcanico fuoriesce in superficie e' la bocca eruttiva, ed il canale attraverso il quale il magma ris ale e' il condotto eruttivo. Se il condotto non e' tubulare ma e' costituito da fratture, queste sono anche dette dicchi di alimentazione (fig.2.5). Singole eruzioni, o eruzioni ripetute da una stessa bocca, in genere portano alla formazione di colline o montagne di forma spesso abbastanza regolare: sono i coni vulcanici. La sommita' di tali coni e' troncata ed occupata da una depressione a forma di scodella o di imbuto chiamata cratere. 3

La geometria del condotto e l elemento che porta ad una prima distinzione a carattere estremamente generale che classicamente viene ricordata al momento in cui si tenta di entrare nella sistematica delle forme vulcaniche. Vulcani centrali sono quelli il cui condotto principale e "mono - dimensionale", tubolare, mentre vulcani lineari sono quelli a condotto "bidimensionale", laminare. Fig.2.3 - Lave e Tefra. A sinistra: la lava dell eruzione del 1669 dell Etna che copri vasta parte della citta di Catania e circondo il Castello Ursino arrivando a circa un terzo della sua altezza. Tratto dal sito http://www.geo.mtu.edu/~boris/etna_andman2.html. A destra: Un deposito di pomici esposto vicino a Burfells (Islanda). Foto Colgan, tratto dal sito: http://www.casdn.neu.edu/~geology Fig.2.4 - Schema semplificato di un vulcano centrale e nomenclatura dei principali elementi strutturali 4

Fig.2.5 - Oltre che attraverso condotti tubolari, il magma risale attraverso fratture che prendono il nome di dicchi di alimentazione. Nella figura sono mostrate le diverse geometria e i diversi rapporti con l apparato centrale che i dicchi possono avere. Fig.2.6 - Vulcani centrali e vulcani lineari A sinistra: un esempio geometricamente quasi perfetto di vulcano centrale: il cono del Karymsky (circa 1500 m) nella penisola di Kamtchatka, situato al centro di una caldera di 5 km di diametro il cui bordo settentrionale e ben visibile a destra nella foto. L ultima eruzione del Karymsky risale al 1976. Foto del 1994-1995 Kamchatka Calendar tratta dal sito: http://volcano.und.edu/vwdocs/volc_images/north_asia/kamchatka/karymsky.html A destra: Le dorsali oceaniche rappresentano l esempio migliore di grandi vulcani lineari. L immagine mostra la morfologia (generata al computer) della dorsale del Pacifico Orientale, intorno a 9 gradi Nord. Il sottile asse centrale della dorsale, piu rilevato (in rosso), mostra l area di massimo vulcanismo. La faglia trasforme di Clipperton taglia la dorsale al tetto della figura. La vista e verso Nord. Da: U.S. Geological Survey's This Dynamic Earth, tratta dal sito: http://volcano.und.nodak.edu/vwdocs/submarine/plates/diverg/fast.html 5

IL MAGMA Il magma e una sostanza naturale ad alta temperatura, parzialmente o totalmente fusa, che costituisce un sistema chimico-fisico complesso nel quale prevale una fase liquida di composizione silicatica nella quale sono disciolte quantita variabili di specie gassose. In natura esistono anche liquidi magmatici a prevalente composizione carbonatica (magmi carbonatitici), ma si tratta di casi rari e particolari su cui non ci soffermeremo. Le proprieta' fisiche dei magmi sono sostanzialmente riconducibili alle proprieta' degli ioni Si4+ e O2- che di essi sono i costituenti piu' importanti. Il Silicio ha alta carica (4+), piccolo raggio ionico (0.39Å) e numero di coordinazione 4 con l'ossigeno. Cio' fa si' che le sue forze di campo ionico e di legame con l'ossigeno siano molto piu' forti di quelle degli altri ioni piu' comuni. L'Alluminio ha legami meno forti del Silicio ma piu' forti rispetto a Ca, Mg, Na, ecc. Sotto certi aspetti Si ed Al giocano ruoli analoghi nei solidi cristallini e vetrosi. I moderni concetti sullo stato strutturale dei liquidi silicatici sono basati sul modello di Zachariasen, secondo il quale, in tali liquidi, gli atomi sono legati tra loro da forze simili a quelle che agiscono tra gli stessi atomi nei cristalli, mancando pero' di simmetria e di catene a lungo periodo. Gli anioni O2- sono quindi gia' distribuiti ai vertici di unita' strutturali fondamentali tetraedriche, centrate da cationi Si4+o Al3+. In fusi molto ricchi di silice i tetraedri [SiO 4]4- sono legati tra loro in polimeri piu' o meno complessi mentre gli altri cationi tendono a legarsi con l'ossigeno genererando legami ionici piu' deboli e riducendo il grado di polimerizzazione del sistema. Si4+ e, in minor misura, Al3+, possono essere quindi definiti come cationi costruttori di reticolo", mentre i cationi che occupano posizioni intratetraedriche sono detti "modificatori di reticolo". Questi ultimi possono essere accomodati in quantita' fino al 20% del totale dei cationi senza che il reticolo tridimensionale dei tetraedri si rompa in unita' minori. Fig.2.7 - Il magma e un liquido ricco in silice la cui struttura puo essere studiata su ve tri sintetici di composizione opportuna. La struttura di un vetro e infatti analoga a quella del liquido che, per brusco raffreddamento, lo ha generato. I tetraedri che costituiscono l unita strutturale fondamentale dei silicati sono rappresentati da triangoli gialli al cui centro e situato il Silicio (o l Alluminio), rappresentato da 6

punti piccoli blu, e il cui vertice perpendicolare al foglio e occupato da Ossigeno, rappresentato da cerchi vuoti La complessa struttura dei liquidi silicatici si riflette sulle loro proprieta' fisiche; fra di esse di particolare interesse vulcanologico sono la viscosita' e la densita', perche' tali proprieta' condizionano fortemente le modalita' di risalita e fuoriuscita dei magmi. Composizione dei magmi I magmi sono sistemi multicomponenti, chimicamente complessi, variabili in composizione, temperatura, contenuto di cristalli e di volatili. La variabilita dei magmi riflette la diversita della loro storia evolutiva. La loro generazione avviene in genere per fusione parziale dell astenosfera, ma puo realizzarsi anche per fusione di rocce della crosta terrestre (magmi anatettici). Dopo la formazione, essi possono subire cambiamenti considerevoli prima di arrivare in superficie. Essi possono fermarsi per tempi anche molto lunghi in camere magmatiche piu' o meno superficiali e modificare la loro composizione chimica in seguito a processi di cristallizzazione e segregazione dei cristalli formati (frazionamento dei magmi), oppure di reazione con le rocce che li circondano (assimilazione). Molte camere magmatiche funzionano come sistemi aperti: esse possono essere periodicamente rifornite e periodicamente svuotate; tra magmi di nuovo arrivo e magma residente si realizzano allora processi di mescolamento. I principali fattori che controllano le caratteristiche chimiche e mineralogiche dei magmi emessi sono: 1 - la natura della "sorgente", della roccia cioe' che, fondendo parzialmente, genera i magmi; 2 - il grado di fusione parziale della sorgente; 3 - il grado di cristallizzazione del magma formato; 4 - l'entita' del frazionamento di cristalli subito dal magma; 5 - l'entita' della "contaminazione" subita dal magma al contatto con le rocce incassanti; 6 - l'entita' del mescolamento tra magmi e la loro composizione. Fusione Parziale percentuali di fusione uguali percentuali di fusione diverse di rocce diverse danno luogo a di rocce uguali danno luogo a fusi a composizione diversa fusi a composizione diversa Frazionamento man mano che il magma raffredda esso cristallizza; i cristalli hanno composizione diversa da quella del magma; il liquido residuo ha composizione diversa da quello iniziale fuso fuso iniziale = fuso fuso liquido raffreddamento cristalli liquido + residuo Fig.2.8 - A sinistra: La fusione di una roccia costituita da minerali diversi e un processo che inizia a temperatura fissata dalla natura dei componenti e dalla pressione, ma che puo abbracciare un intervallo di temperatura piu o meno ampio in funzione delle proporzioni tra i minerali. La frazione di roccia che fonde e tanto maggiore quanto piu la temperatura e al di sopra della temperatura di inizio del processo, e la composizione del fuso varia, oltre che al variare della roccia-madre, al variare di tale frazione. A destra: Un liquido magmatico raffreddando, cristallizza parzialmente lasciando liquidi sempre meno caldi e a composizione sempre diversa dal liquido iniziale. I cristalli hanno in genere densita superiore al liquido e in determinate circostanze possono separarsi da esso. I processi di questo tipo prendono il nome di frazionamento. 7

liquido iniziale raffreddamento del magma riscaldamento e fusione dell'incassante fuso generato neo- residuo refrattario liquido = + + + residuo cristalli rocce incassanti Assimilazione Al contatto con rocce piu' fredde il magma cede calore, raffredda e quindi cristallizza. Se la quantita' di calore ceduto e' sufficiente a fondere porzioni dell'incassante, tra liquido residuo e fuso neogenerato si potra' avere mescolamento magma contaminato magma piu' freddo (residente) + magma piu' caldo = cristalli formatisi dal magma caldo + magma ibrido (mescolato) Mescolamento tra magmi Fig.2.9 - A sinistra: il processo di digestione da parte di un magma di porzioni piu o meno cospicue di rocce solide prende il nome di assimilazione. Da notare che il magma contaminato che il processo produce, puo contenere minerali in totale disequilibrio e di provenienza totalmente diversa. A destra: quando due masse magmatiche a temperatura e composizione diversa vengono a contatto, la piu' calda cede calore, raffredda e cristallizza mentre la piu' fredda si scalda (ed i cristalli che eventualmente essa conteneva fondono). All'equilibrio termico i due liquidi si mescolano (con tempi che dipendono dal rapporto tra le loro viscosita') e formano magmi ibridi. In conseguenza del diverso combinarsi di questi fattori i magmi possono avere composizioni assai diverse. Tali composizioni possono essere studiate solo in parte (attraverso l analisi delle rocce vulcaniche e magmatiche in generale), dal momento che, nel corso dell eruzione o anche della migrazione verso la superficie, gran parte dei gas si separano dal fuso e abbandonano il sistema. Nei magmi eruttati, e quindi nelle rocce vulcaniche, sono solo 10 gli elementi chimici che, insieme, costituiscono piu' del 99% di tutto il materiale presente sulla Terra, con l'ossigeno che, da solo, ne forma quasi il 50%. Dal momento che le proporzioni tra l'ossigeno e gli altri elementi sono fissate dalle rispettive valenze, e' abitudine riportare le composizioni di magmi e rocce in termini di ossidi piuttosto che di elementi. Una tale procedura non e altro comunque che un metodo conveniente di schedatura chimica per tabulare e confrontare tra loro composizioni le unita' essenziali sono in realta' ioni e gruppi ionici. Il costituente piu' abbondante delle rocce magmatiche e' la silice (SiO2) che varia tra valori minimi di 35-40% in peso a valori massimi superiori al 75%. L aumentare del contenuto in silice e accompagnato da diminuzioni piu o meno rego lari di tutti gli altri componenti tranne gli alcali (Na2O e K2O). Semplificando in maniera brutale, i magmi (e le rocce magmatiche) relativamente ricchi in elementi che costituiscono i minerali che si formano temperatura piu alta (Mg, Ca) possono essere 8

considerati piu primitivi dei magmi ricchi invece in elementi (Na, K) che entrano preferibilmente nei minerali piu freddi. Tabella 2.1 - Abbondanza media degli elementi nelle rocce vulcaniche elemento % in peso ossigeno 46.42 silicio 27.59 alluminio 8.08 ferro 6.08 calcio 3.61 sodio 2.83 potassio 2.58 magnesio 2.09 titanio 0.72 fosforo 0.16 altri 0.84 Tabella 2.2 - Abbondanza media dei principali ossidi nelle rocce. basalto hawaiite mugearite trachite andesite dacite latite riolite basa nite tefrite fonolite Nefelinite SiO2 49.2 47.5 50.5 61.2 57.9 65.0 61.2 72.8 44.3 47.8 56.2 40.6 TiO2 1.8 3.2 2.1 0.7 0.9 0.6 0.8 0.3 2.5 1.8 0.6 2.7 Al2O3 15.7 15.7 16.7 17.0 17.0 15.9 16.0 13.3 14.7 17.0 19.0 14.3 Fe2O3 3.8 4.9 4.9 3.0 3.3 2.4 3.3 1.5 3.9 4.1 2.8 5.5 FeO 7.1 7.4 5.9 2.3 4.0 2.3 2.1 1.1 7.5 5.2 2.0 6.2 MnO 0.2 0.2 0.3 0.1 0.1 0.1 0.1 0.1 0.2 0.2 0.2 0.3 MgO 6.7 5.6 3.2 0.9 3.3 1.8 2.2 0.4 8.5 4.7 1.1 6.4 CaO 9.5 7.9 6.1 2.3 6.8 4.3 4.3 1.1 10.2 9.2 2.7 11.9 Na2O 2.9 4.0 4.7 5.5 3.5 3.8 3.7 3.6 3.5 3.7 7.8 4.8 K2O 1.1 1.5 2.5 5.0 1.6 2.2 3.9 4.3 2.0 4.5 5.2 3.5 P2O5 0.4 0.7 0.7 0.2 0.2 0.2 0.3 0.1 0.7 0.6 0.2 1.1 Fig.2.10 - Contenuto relativo di alcali e SiO2 nelle rocce vulcaniche e nei magmi. Le variazioni reciproche dei componenti chimici delle rocce magmatiche non seguono quindi leggi stocastiche ma mostrano tra loro relazioni razionali, spesso di valore generale, che sono il risultato 9

dei processi liquido-cristalli che sono alla base delle maggiori variazioni' composizionali dei magmi. A livello di regolarita' di variazione la somma degli alcali (Na2O+K2O) e la silice sono i due parametri piu' significativi, le cui variazioni reciproche permettono di definire con buona approssimazione i campi occupati dai principali t ipi di roccia vulcanica (e di magmi). Si trova quindi che tutte le rocce di un certo tipo, cioe' con un certo nome (definito storicamente su basi mineralogiche, o chimiche) cadono in una campo relativamente ristretto di variabilita' SiO 2-( Na2O+K2O) (fig.2.10). I volatili nei magmi - La natura dei gas magmatici ( componenti volatili ) puo essere studiata attraverso il campionamento e l analisi diretta delle emissioni da fumarole o da colate laviche, come pure attraverso l analisi della composizione di piccole porzioni di fuso intrappolate da cristalli ( inclusioni vetrose e fluide ). Nel primo caso la precisa stima della composizione dei gas originariamente liberatisi dal magma e difficoltosa a causa delle reazioni che si svolgono successivamente all interno della miscela gassosa e tra gas e ambiente al variare di temperatura e pressione. Per una stima della composizione pre-eruttiva dei gas, le composizioni misurate vanno sempre corrette e trasformate in concentrazioni di equilibrio e devono essere associate a un analisi dei prodotti degassati. Nel secondo caso si possono ottenere informazioni affidabili sulla quantita e natura dei volatili presenti nel magma, ma le dimensioni del campione impediscono in genere l analisi delle specie meno abbondanti. Fig.2.11 - Fumarola del vulcano Kilauea (isole Hawaii). Cristalli gialli di Zolfo nativo si sono depositati attorno alla fenditura fumarolica per raffreddamento dei vapori ricchi in Zolfo elementare. Foto di R.L. Christiansen, 1973. Tratta dal sito: http://volcanoes.usgs.gov/products/pglossary/fumarole.html L analisi diretta dei gas vulcanici ha mostrato che essi contengono un limitato numero di elementi come specie molecolari diverse: H, C, O, S, N, Cl, F, Br. L idrogeno e l elemento piu abbondante, essenzialmente presente come H2O e, in misura molto minore come H2. L anidride carbonica CO2 e dominante tra le specie del Carbonio, tra le quali e presente anche CO. L anidride solforosa (SO2) e il solfuro d idrogeno (H2S) sono le specie principali dello Zolfo. Gli alogeni sono essenzialmente presenti come acidi (HCl, HF, HBr), mentre l azoto e presente esclusivamente come N2. I rapporti tra le diverse specie sono abbastanza variabili da vulcano a vulcano, ma in ogni caso H2O e CO2 sono sempre le specie di gran lunga predominanti. 10

Fig.2.12 - Composizione di equilibrio (temperature e pressione sono indicate) di gas campionati nel corso di eruzioni La quantita di volatili disciolti nei magmi prima dell essoluzione e assai variabile. I magmi piu primitivi sono in genere i piu poveri in volatili (spesso con un contenuto complessivo inferiore all 1% in peso). Al diminuire della temperatura e all aumentare del grado di evoluzione de l magma quasi tutte le specie volatili tendono ad aumentare la loro concentrazione nel fuso (con l eccezione delle specie dello S). Le concentrazioni massime complessive, per magmi stagnanti a medio-bassa pressione, non dovrebbero superare il 5-6% in peso. 11

Temperatura e densita dei magmi - A pressione atmosferica, i magmi hanno temperature e densita comprese rispettivamente tra 700 e 1200 C e 2300 e 2700 kg/m3. La variabilta' delle temperature e delle densita delle diverse composizioni di magma e' abbastanza limitata e tipica di ciascuna composizione. I magmi piu freddi (e quindi piu evoluti) sono anche i meno densi in virtu della loro composizione, povera negli elementi piu pesanti (essenzialmente Fe) e ricca in quelli piu leggeri (essenzialmente silicio e alluminio). Temperatura e densita aumentano con l aumentare della pressione. La temperatura dei magmi puo essere misurata direttamente sulle colate di lava attraverso termocoppie inserite nella lava o pirometri per la misura a distanza, oppure valutata attraverso lo studio dei cosidetti geotermometri (associazioni di minerali e minerali-vetro la cui composizione e molto sensibile alle variazioni di temperatura) e delle inclusioni vetrose nei minerali. Fig. 2.13 - La variabilita' della composizione e della temperatura dei magmi Fig.2.14 -Misure di temperatura delle lave. A sin: misura attraverso termocoppie inserite direttamente nella colata. Nel caso fotografato la misura e facile perche il flusso di lava e quasi fermo, e comodo avvicinarsi ad esso e restarci il tempo sufficiente perche la termocoppia si equilibri nel fuso (foto di P. Mouginis-Mark). Ma non e sempre cosi, e un famoso vulcanologo, George Walker, una volta ebbe a dire: la temperatura di una colata di lava e inversamente proporzionale al confort del vulcanologo che fa la misura!. A destra: misurata a distanza attraverso strumenti all origine predisposti per misurare le temperature negli altoforni. Tratte dal sito: http://volcano.und.nodak.edu/ 1

Fig. 2.15 - Da sinistra: variazione della densita' dei magmi in funzione della temperatura (pressione = 1 bar), della pressione e della composizione, espressa dal contenuto in silice. Termometria ottica - Un cristallo in crescita da un magma puo, in particolari circostanze (per es. una crescita rapida), intrappolare piccolissime gocce del fuso dal quale si sta formando. Nelle rocce vulcaniche (soprattutto se piroclastiche) queste gocce di magma appaiono congelate nel minerale che le ospita e sono costituite da vetro e da una bolla dovuta alla contrazione differenziale del vetro rispetto al cristallo. La tecnica fondamentale nello studio termometrico delle inclusioni e basata sull'osservazione al microscopio ottico dei cambiamenti nelle inclusioni in condizioni di riscaldamento controllato. La temperatura alla quale si ha omogenizzazione totale dell'inclusione in una sola fase liquida dopo la fusione del vetro (con riassorbimento della bolla di contrazione) può essere considerata equivalente alla temperatura minima di intrappolamento che, vista la relativa incompressibilità dei liquidi silicatici (che rende trascurabile la correzione per la pressione), la temperatura di omogenizzazione viene considerata equivalente alla temperatura di cristallizzazione del minerale ospite. Viscosita dei magmi - Si puo definire viscosita' la resistenza opposta da una sostanza a deformarsi sotto l'azione di una sollecitazione meccanica. Per sostanze fluide la viscosita e la resistenza opposta allo scorrimento. dx/dt σ z 2

Una forza di taglio σ applicata ad un fluido imprime ad esso una velocita' dv=dx/dt che dipende da una costante propria del fluido che e la viscosita η. σ = η(dx/dt) All'interno del suo spessore z, il fluido e' caratterizzato da un gradiente di velocita' (dv/dz). Si ha quindi: σ = η(dv/dz) Per uno stress applicato costante, ugualmente costante sara' la velocita' di flusso. Al momento in cui lo stress e' rimosso il liquido smette di fluire. La viscosita' tangenziale nei fluidi e' allora definita dal rapporto tra lo sforzo applicato e la "deformazione" (espressa da un gradiente di velocita'): Fig.2.16 - I diversi possibili comportamenti in un diagramma che illustra la velocita acquisita da un fluido viscoso in relazione alla forza ad esso applicata. OA = fluido newtoniano a bassa viscosita' OB = fluido newtoniano ad alta viscosita' OCD = fluido di Bingham con soglia di snervamento = OC OEF = fluido pseudoplastico I fluidi che seguono questa legge, conosciuta come legge di Newton della viscosita, vengono detti newtoniani. In un grafico [σ in funzione di dv/dz] il loro comportamento e rappresentato da rette passanti per l'origine, con pendenza uguale a η. Esistono altri fluidi, non newtoniani, che hanno comportamento diverso. In particolare lo scorrimento dei fluidi detti di Bingham e condizionato dal superamento di una soglia minima di sforzo applicato (limite di plasticita o soglia di snervamento). Quando tale soglia e superata, il comportamento di questi fluidi diviene identico a quello dei fluidi newtoniani. L unita di misura della viscosita nel sistema CGS e il poise che corrisponde alla forza che deve essere applicata su un cm2 di superficie per mantenere una differenza di velocita di un cm/s tra due strati distanti un cm. Nel sistema SI l unita di misura e il Pascal secondo (Pa s = 10 poise). 3

Fig.2.17 - La notevole variabilita della viscosita dei magmi e valutabile attraverso le forme della lava raffreddata. Sin. alto : lava basaltica a bassa viscosita, Hawaii 1987; sin. basso: lava riolitica ad alta viscosita, Lipari; destra: lava ad altissima viscosita, spina del vulcano La Pelee (Martinica) estrusa alal fine dell eruzione del 1902 I principali fattori che influiscono sulla viscosita dei magmi sono: la composizione chimica, la temperatura, il contenuto in elementi volatil, il contenuto in particelle solide. Piu alto e' il contenuto in silice, piu' alta e' la viscosita'. Lo stato strutturale dei fusi silicatici da ragione del ruolo del silicio nell'aumentare la viscosita' del fuso, nonche' del ruolo degli ioni a debole carica nel diminuirla. Piu' alta e' la temperatura, piu' bassa e' la viscosita'. La variabilita' della temperatura delle diverse composizioni magmatiche reali e' modesta, essendo in genere il campo delle temperature abbastanza tipico di ogni composizione. I magmi hanno infatti scarsa capacita' di fluire a temperature significativamente inferiori alle loro temperature di totale fusione (detta anche temperatura di liquidus), e, d'altra parte, e' molto difficile che in natura si formino magmi soprariscaldati. Quando i volatili sono disciolti nel magma essi tendono ad abbassarne la viscosita'. All'interno del fuso essi sono infatti generalmente presenti come anioni monovalenti (F-, Cl-, OH-, HCO3-, ecc.) che, sostituendo l'ossigeno ai vertici dei tetraedri, impediscono la connessione tra tetraedri, interrompendo la catena - O - Si - O - Si - OH. Diverso e' il discorso quando le condizioni del sistema inducono la liberazione dei gas che formano bolle che tendono ad abbandonare il magma. Il sistema e' allora bifase (gas+liquido) e la parte liquida, impoverita in volatili, sara' piu' viscosa del sistema omogeneo (monofase liquido) di partenza; ma la miscela liquido + bolle (di fatto una schiuma) nel suo complesso avra' viscosita' inferiore a quella del monofase liquido. Le particelle solide presenti nei fusi silicatici possono essere costituite da cristalli o da xenoliti. La loro presenza aumenta la viscosita' del magma semplicemente a causa degli effetti di frizione. Conseguenza di cio' e' anche l'aumento marcato della soglia di snervamento nei fusi silicatici quando il liquido comincia a cristallizzare. 4

108 106 104 102 1 riolite dacite 800 1000 1200 1400 temperatura ( C) andesite 1150 1050 basalto 1250 10 20 30 40 50 volume % di cristalli 108 riolite (900 C) 106 dacite (1000 C) 104 andesite (1150 C) 102 basalto (1250 C) 1 0 1 2 3 H 2O % in peso Fig.2.18 - Variazioni della viscosita' dei fusi magmatici. A sinistra: in funzione della temperatura alla pressione di 1 bar. (tutte le composizioni sono prive di volatili); al centro: in funzione della quantita' di cristalli presenti nel fuso. (valori calcolati per una tefrite leucititica del Vesuvio con contenuto in H2O costante di 0.7% in peso); a destra: in funzione del contenuto in acqua disciolta, con temperatura costante per ogni composizione e pressione di 1 bar La solubilita dei componenti volatili nei magmi - Una delle caratteristiche piu' tipiche dell'attivita' vulcanica e' la liberazione, qualche volta tranquilla, qualche altra violentissima, dei gas contenuti nel magma. 0.3 2000 3 kb 0.2 1500 2 kb 0.1 1000 500 1 kb 10 8 6 4 2 riolite (850 C) basalto (1200 C) 0 2 4 6 8 H2O peso % Fig.2.19 - Solubilita' dei volatili nei fusi silicatici: a sinistra: la solubilita' dell'acqua e della CO2 e' maggiore nei fusi riolitici che in quelli basaltici. A destra: composizioni di saturazione H2O+CO2 a diverse pressioni (fase vapore presente) in fusi riolitici a 850 gradi e saturi in H2O+CO2. Ridisegnato da Wallace & Anderson, 2000, Encyclopedia of Volcanoes, Academic Press, san Diego 0 1 2 3 4 Pressione (kb) Nel corso della sua risalita verso la superficie il magma, contenente volatili disciolti, raggiunge ad un certo momento, per decompressione, la sovrasaturazione in tali componenti. Essi si liberano e tendono ad abbandonare il sistema che ora e costituito da un fuso silicatico, particelle solide e gas in svolgimento. Le diverse modalita' di formazione del piromagma condizionano le differenti tipologie di eruzione vulcanica. 5

I dati esistenti indicano comunque che la componente di gran lunga prevalente tra le specie volatili disciolte nel magma e' l'h2o, cui si associano quantita', talora rilevanti di CO2, mentre minore abbondanza presentano HCl, HF, H2S, SO2, SO3, S, gas rari, N2, NH3. In linea di principio, nei magmi silicatici, la solubilita' di ogni componente volatile 1. aumenta all'aumentare della pressione 2. diminuisce all'aumentare della temperatura 3. diminuisce all'aumentare della quantita' degli altri volatili 4. varia di poco, a T costante, al variare della composizione del fuso Formazione e migrazione dei magmi Il mantello terrestre e' un solido cristallino che si trova ad una temperatura in genere vicina alla sua temperatura di solidus (cioe' la temperatura alla quale esso comincia a fondere). In circostanze adatte e particolari, esso puo arrivare ad intersecare la curva del solidus, tipica della sua composizione e delle condizioni fisiche (essenzialmente la pressione) che le competono. Si formano allora quantita' di liquido variabili in funzione della quantita' di calore disponibile. In prima approssimazione il grado di fusione parziale e proporzionale alla differenza ( T) tra la temperatura a cui il processo sta avvenendo e la temperatura di solidus: T=(Ql/Cp)f dove Ql e' il calore latente di fusione, Cp il calore specifico del liquido a pressione costante e f la porzione di fuso formata (da 0 a 1). Fig.2.20 - Diagramma semplificato che mostra come il gradiente geotermico medio (geoterma) non sia compatibile con l'inizio della fusione ("solidus") di un mantello "normale" (cioe' anidro). La generazione di magma puo' avvenire per fusione per decompressione in seguito a risalita di mantello (freccia nera) o per fusione di mantello modificato da fluidi, che ne abbassano la temperatura di solidus (solidus idrato). Modificato da Perfit M.R. & Davidson J.P, 2000: Plate tectonics and Volcanism, in Encyclopedia of Volcanoes, Academic Press. In condizioni "normali" il mantello (costituito da rocce peridotitiche) e' secco e l'aumento di temperatura con la profondita' (indicato dalla geoterma) non e' compatibile con l'inizio della fusione ("solidus"). I magmi si formano attraverso due meccanismi connessi a particolari condizioni geodinamiche: 1. fusione parziale di un mantello normale (secco) causata da una diminuzione di pressione connessa alla risalita di masse calde profonde (vulcanismo dei punti caldi e dei margini divergenti); 6

2. fusione parziale di un mantello modificato da fluidi che idratano il mantello e ne abbassano la temperatura di solidus (vulcanismo dei margini convergenti). Il magma si forma per lo piu a seguito della fusione parziale di peridotiti del mantello astenosferico. In un tale sistema, plastico ad alta viscosita, quando sufficiente liquido e' prodotto (il sistema diventa permeabile), esso puo' migrare verso la superficie mentre la matrice solida e libera di deformarsi, collassando. La mobilita' del liquido prodotto viene controllata essenzialmente da tre parametri: (1) la gravita', che agisce sul contrasto di densita' liquido/solido; (2) la presenza eventuale di pressioni differenziali che possono facilitare la risalita del liquido; (3) le variazioni di energia di superficie, che favoriscono la concentrazione del liquido in corrispondenza degli spigoli lungo i quali si realizza un contatto multiplo tra granuli minerali (giunzioni triple). In queste condizioni il magma si sposta con una velocita (Vm) che dipende dalla viscosita e dalla densita : Vm = ρgr2f/ηx dove ρ e il contrasto di densita' tra roccia e magma, g e' l'accelerazione di gravita', R il raggio medio dei cristalli, f la frazione di fuso formato, ηla sua viscosita', X una costante che dipende dalla porosita' e permeabilita' del mezzo e dalle dimensioni dei canali di scorrimento. La mobilita' del magma e' quindi tanto maggiore quanto piu' leggero e' il liquido rispetto al solido, e quanto meno viscoso e' il liquido. Cio' significa che quando il magma in migrazione incontra rocce a densita' minore di quelle a cui si era formato, esso rallentera' e potra' accumularsi; una situazione analoga si potra' avere a seguito di un rallentamento legato ad un aumento di viscosita' della testa della colonna in risalita se questa, per esempio, incontra rocce piu' fredde. Quando il magma raggiunge gli strati superiori dell'involucro terrestre (la litosfera) esso e' soggetto a meccanismi di trasferimento condizionati dal comportamento rigido del mezzo attraversato. Vari meccanismi possono essere invocati per la risalita dei magmi: - "fusione zonale" e stoping (il magma risale fratturando e fondendo in parte le rocce sovrastanti i cui residui affondano nel liquido); - tettonica compressiva o traslazionale che "strizzerebbe" il magma verso la superficie); - galleggiamento del magma all'interno di rocce piu' dense. 7

Fig.2.21 - Fratture riempite di lava ( dicchi ) nell isola di Tenerife (Arcipelago delle Canarie, foto Santacroce a sin.) e nella Provincia del Capo, Sud Africa (foto D.L. Reid, A.J. Erlank,D.C. Rex, S. Afr. J. Geol., 1991). http://www.uct.ac.za/depts/geolsci/dlr/karoo.html Nel corso dell ascesa il magma potra' in realta' seguire leggi diverse a causa della variabilita' dei caratteri fisici della litosfera, ma il meccanismo certamente piu frequente e' la migrazione del magma all interno di fratture, di cui sono evidenza i dicchi che tagliano i fianchi erosi di molti vulcani, ma anche il basamento sedimentario o metamorfico o il mantello litosferico. Il progressivo accumulo di magma alla base della litosfera puo creare una sovrapressione sufficiente ad originare una frattura che si apre lentamente dal basso verso l'alto. Il magma riempie la frattura fino a che essa raggiunge una lunghezza critica, superata la quale la frattura migra lentamente verso l'alto richiudendosi verso il basso con una velocita' di risalita che dipende dal contrasto di densita' tra magma ed incassante. Fig.2.22 - Dicchi emergenti per erosione differenziale - Isola di Tenerife (arcipelago delle Canarie) Foto Santacroce 8

Al passaggio mantello litosferico-crosta ( Moho ) la densita' delle rocce incassanti si abbassa ed ai magmi (in genere piu' densi) e' preclusa la risalita per semplice contrasto di densita'. Ma l apertura della frattura comporta la depressurizzazione del magma alla base della frattura stessa, con conseguente abbassamento della solubilta' dei volatili e liberazione di bolle di gas. Queste gonfiano il fuso, ne riducono la densita' apparente e lo trascinano verso l'alto. La propagazione delle fratture e facilitata ed accelerata da un altro fenomeno: i volatili liberati dal magma alla punta della frattura sono chimicamente aggressivi (HCl, HF, H2S, ecc.) e, reagendo con l'incassante, ne riducono significativamente la resistenza alla fratturazione: ne conseguira' che la frattura potra' propagarsi anche senza aver raggiunto la sua lunghezza critica. La fuoriuscita del magma I volatili disciolti nel magma condizionano in larga misura la natura delle eruzioni vulcaniche. Al momento della loro formazione i magmi sono in genere lontani dalla saturazione in volatili, ma nel corso della risalita verso la superficie essi si avvicinano progressivamente alle condizioni di saturazione. Sappiamo infatti che la solubilita' dei volatili nel magma diminuisce al diminuire della pressione e quindi, in prima approssimazione, della profondita'. Quando la loro pressione parziale uguaglia la pressione confinante, i volatili cominceranno a liberarsi dal magma come fase indipendente (essoluzione dei gas). Piu' alto e' il contenuto in volatili disciolti, piu' elevata sara la profondita' alla quale comincia l'essoluzione. L'essoluzione dei componenti volatili indotta dall abbassamento di pressione prende il nome di essoluzione per decompressione o ebollizione primaria dal momento che essa si riflette nella formazione di bolle che tenderanno ad abbandonare il sistema. In questo esse sono pero ostacolate dalla viscosita del fuso, che aumenta anche in relazione alla essoluzione dei volatili. Al crescere della quantita' di bolle che non riescono a liberarsi, il rapporto di volume gas/liquido aumenta, il sistema gonfia e, in condizioni di condotto non ostruito, la velocita' di risalita aumenta. Se il magma esce in questa condizione (cioe come liquido continuo contenente una quantita' variabile di bolle), si avra l emissione di colate laviche e l eruzione sara detta effusiva. Ma nei magmi piu ricchi in gas, che sono anche i piu viscosi, la superficie di essoluzione e piu profonda e l'aumento del rapporto tra bolle incapaci di abbandonare il sistema e liquido puo proseguire fino a essere non piu' compatibile con un sistema liquido continuo: si arriva cosi alla frammentazione del magma, che uscira' in superficie come miscela gas-particelle liquide (e solide). Sono queste le eruzioni esplosive. 9

Fig.2.23 - Eruzioni effusive ed eruzioni esplosive. Le eruzioni effusive sono legate a magmi piu poveri in volatili e, in genere, meno viscosi. La superficie di essoluzione dei volatili e abbastanza superficiale. I magmi emessi nel corso delle eruzioni esplosive sono piu ricchi in volatili, piu freddi e piu viscosi. Di conseguenza piu' elevata e' la profondita' alla quale comincia l'essoluzione dei gas e maggiore e la difficolta dei gas essolti a liberarsi. Quando il rapporto tra bolle e liquido raggiunge un valore limite non piu' compatibile con un sistema liquido continuo il magma frammenta (e livello di frammentazione e' detta la profondita' nel condotto a cui il fenomeno si verifica). Fig. 2.24 - Sopra: Spettacolare visione notturna di una modesta esplosione stromboliana del Cerro Negro, un vulcano del Nicaragua, nel 1968. Copyright Robert Decker, dal sito: http://volcano.und.nodak.edu/. A destra litografia di V.Day e figlio raffigurante una fase esplosiva dell eruzione del Vesuvio dell'ottobre 1822. In G. Poullet Scrope, Masson, 1864. http://www.dgv.unina.it/vesuvio/xixb.html 10

LA DISTRIBUZIONE DEI VULCANI SULLA SUPERFICIE TERRESTRE La maggior parte dei vulcani attivi si trova distribuito nelle zone di espansione e di subduzione. E in corrispondenza di tali aree, infatti, che, all'interno della Terra, si realizzano le condizioni per la formazione dei magmi e per il loro trasporto verso la superficie terrestre. Alcuni vulcani sono pero ubicati all interno delle placche, in connessione a situazioni geodinamiche particolari: punti caldi e rifts continentali. Vulcani delle zone di espansione Piu del 60% del magma che fuoriesce sulla superficie terrestre si forma lungo i margini divergenti, in corrispondenza delle dorsali medio-oceaniche (che non sempre si trovano, pero, in mezzo agli oceani). Esse costituiscono catene lunghe migliaia di chilometri che si elevano per 1000-3000 m. dal fondo degli oceani e rappresentano il piu grande e continuo sistema vulcanico della Terra. Fig.2.26 - Sezione schematica attraverso una dorsale oceanica. Le frecce nere mostrano le linee di flusso divergenti e simmetriche del mantello astenosferico al di sotto della zona assiale. Al di sopra di una certa profondita' l'astenosfera in risalita incontra condizioni che ne provocano la fusione parziale e i fusi si muovono convergendo verso l asse della dorsale. Da qui, attraverso processi piu o meno complessi, essi fuoriescono creando nuova crosta oceanica. L'astenosfera impoverita da questo processo continua a risalire e, fluendo lateralmente, va a formare nuovo mantello litosferico, anch esso impoverito.ridisegnato da S.J. Sparks, 1992, Magma Generation in the Earth In: Understanding the Earth, Cambridge University Press, 91-114 In corrispondenza dell asse delle dorsali si ha continua, lenta ascesa di mantello caldo astenosferico che spinge da parte la litosfera fredda. Il mantello in risalita e' sottoposto ad un forte abbassamento di pressione, massimo al di sotto dell'asse della dorsale. I principi della termodinamica e studi sperimentali mostrano che ad un abbassamento di pressione corrisponde una diminuzione della temperatura di inizio della fusione. E facile quindi che la decompressione provochi la fusione parziale e quindi la formazione di magma, che si separa dal solido e va a formare serbatoi magmatici subsuperficiali che alimentano il vulcanismo. In queste condizioni di formazione i magmi hanno composizione essenzialmente basaltica. Essi, sia che arrivino in superficie come lave basaltiche o raffreddino in profondita a dare intrusioni gabbriche, formano nuova crosta oceanica. Alla formazione di nuova litosfera contribuisce anche, fluendo lateralmente, l'astenosfera impoverita dalla separazione del magma.

Nonostante la sua sostanziale continuita il sistema vulcanico delle dorsali oceaniche e divisibile in segmenti di lunghezza variabile, i piu estesi dei quali sono limitati da grandi zone di frattura trasversali rispetto alla dorsale. 1100 1500 2000 10 60 80 50 30 20 40 100 50 150 temperatura ( C) Fig.2.27 - Fusione per decompressione dell astenosfera. Porzioni di mantello a temperatura diversa in funzione della profondita di provenienza (tre casi mostrati) risalgono verso la superficie e intersecano la curva di solidus (inizio della fusione). Le curve tratteggiate mostrano l entita della fusione parziale in volume %. Ridisegnato da S.J. Sparks, 1992, Magma Generation in the Earth In: Understanding the Earth, Cambridge University Press, 91-114 Vulcani degli archi insulari e dei margini continentali Uno degli apparenti paradossi delle subduzione e che lo sprofondamento di materiale denso e freddo in un astenosfera solida (anch essa fredda o comunque al di sotto della sua temperatura di inizio di fusione), e tipicamente associato a esteso magmatismo. La spiegazione e in realta abbastanza semplice e coinvolge due fenomeni diversi: - l acqua introdotta nel cuneo astenosferico soprastante la placca in subduzione abbassa la temperatura di inizio di fusione delle rocce dell astenosfera e consente la formazione di magmi (fusione parziale della peridotite idrata, vedi fig. 2.20) in un intervallo abbastanza ristretto di profondita (intorno ai 100-150 km). La risalita di questi magmi e all origine della formazione degli archi vulcanici. Il vulcanismo in quest'ambiente può essere altamente esplosivo a causa dell'elevato contenuto in volatili del magma. - la discesa della placca dentro l astenosfera induce lo spostamento verso l alto di porzioni calde di astenosfera, provocandone la fusione parziale (per decompressione) e la generazione di magma. Il vulcanismo dei bacini retroarco e legato a questo processo. Ove la collisione si realizzi tra due placche oceaniche, il vulcanismo di retroarco avra caratteristiche molto vicine a quelle dei margini in distensione. Ove invece il bacino retroarco sia impostato su crosta continentale, i magmi che fuoriescono avranno alta probabilita di essere modificati per processi di interazione con la crosta, i vulcani saranno piu esplosivi e saranno comuni le grandi eruzioni ignimbritiche. Gli archi sono caratterizzati da una catena di vulcani subparallela alla fossa, spesso suddivisa in segmenti separati da zone prive di vulcanismo (che dovrebbero essere connesse a placche a angolo di immersione molto basso). Tale segmentazione puo essere significativamente condizionata dalle strutture della placca superiore, ma in genere riflette la geometria della placca subdotta, e in particolare la sua articolazione in fette (slabs) a diversa immersione. La distanza tra i vulcani di un arco ( volcano spacing ) non e casuale e in media puo essere assunta intorno ai 70 km.

Vulcani interni alle placche I vulcani non si trovano soltanto sui margini delle placche litosferiche ma anche, piu raramente, al loro interno, in corrispondenza di strutture tettoniche particolari ( rift valleys continentali ) e di quelli che vengono chiamati punti caldi (hot spots). I punti caldi vengono interpretati come manifestazioni superficiali di celle di convezione tubulari ( pennacchi caldi o hot plumes), stazionarie all interfaccia nucleo-mantello (fig.i.3), che portano continuamente in superficie materiale caldo astenosferico. Lo scorrimento di una placca litosferica sopra un punto caldo e marcato da un allineamento di vulcani di cui solo il piu recente (ancora sul punto caldo) e' attivo. Queste catene vulcaniche, di cui le isole Hawaii sono l esempio piu didattico e famoso (fig.2.29), rappresentano punti di riferimento fondamentali per ricostruire il movimento delle placche. Fig.2.28 - Il magma viene generato in un volume relativamente ristretto di astenosfera al di sopra della placca in subduzione. L instabilita fluidodinamica del magma, meno denso del mantello solido circostante, induce la formazione, a distanza grossolanamente costante una dall altra, di colonne permanenti di risalita di magma. La profondita all incirca costante alla quale si forma il magma fa si che la distribuzione in superficie dei vulcani sia controllata dalla geometria della placca in subduzione. Ridisegnato da: Moores and Twiss, Tectonics, Freeman & Co., New York, 1995 Fig.2.29 - Illustrazione schematica del movimento della placca pacifica sopra il punto caldo di Hawaii, fisso nella sua posizione, che illustra la formazione della catena vulcanica delle Hawaii. Tratto dal sito dell USGS, Hawaiian Volcanoes Observatory, modificato da un disegno di Maurice Krafft. Le rift valleys continentali e i grandi impilamenti di colate laviche (plateaux basaltici) sui quali le rift valleys in genere si impostano, possono essere interpretate come strutture legate ai fenomeni iniziali della separazione tra placche litosferiche. E probabile che anch esse siano da mettere in relazione con la presenza di punti caldi. Alcuni punti caldi si trovano infatti al centro di giunzioni

triple che, formatesi all interno di una placca, portano progressivamente alla sua frammentazione in tre parti. L esempio piu chiaro di questa situazione e rappresentato dal punto triplo dell Afar (fig.2.31). Su di esso confluiscono il Mar Rosso (margine divergente giovane che separa la placca nubiana da quella araba), il Golfo di Aden (margine divergente maturo che separa la placca araba da quella somala) e la Rift Valley est-africana (margine divergente embrionale che separa la placca somala da quella nubiana).

Fig.2.30 - Posizione dei principali punti caldi. Modificato da USGS, This Dynamic Planet Fig.2.31 - Schema della tettonica a placche nell area del punto triplo dell Afar. Le parti scure (M.Rosso e Golfo di Aden, indicano la natura oceanica della crosta. Modificato da Kearey & Vine, in Tettonica Globale, Zanichelli,1994

Eruzioni effusive di magmi viscosi Le colate di lava a composizione intermedia (andesitica, dacitica, ecc.) sono caratterizzate da superfici costituite da blocchi grossolanamente poliedrici che passano in basso a lava massiva. Nella parte interna queste lave sono talvolta finemente stratificate, frequentemente con i cristalli isorientati; questa foliazione e attribuibile all attrito sviluppato in regime di flusso laminare. Le lave piu viscose (a composizione riolitica o trachitica) hanno litologie molto variabil. Ossidiane nere, vetrose, compatte costituiscono talvolta uno spesso guscio rigido attorno al corpo principale litoide; esse si formano per brusco sovraraffreddamento del magma. Nelle ossidiane sono spesso presenti sferuliti, aggregati radiali di feldspato alcalino e silice, che si formano per ricristallizzazione secondaria. Livelli pomicei o ossidianaceo-pomicei si possono ritrovare intercalati con livelli ossidianacei e livelli sferulitici, e testimoniano dell essoluzione dei volatili (pochi) presenti nel magma durante lo scorrimento della colata. La componente litologica principale della maggior parte delle colate riolitiche e la lava litoide finemente foliata, che si forma per micro- e criptocristallizzazione del magma durante o dopo la messa in posto. Bande e lenti di perlite si formano per idratazione dell ossidiana che assorbe acqua dall atmosfera circostante; lo spessore della corteccia perlitica cresce con il tempo (a parita di altre condizioni quali composizione dell ossidiana e clima) secondo leggi abbastanza precise (il quadrato dello spessore cresce tra 0.5 e 30 micron2 ogni 1000 anni). Fig. 2.44 - Lava andesitico-basaltica a blocchi del Monte Shasta (USA). La colata e lunga 6 km, spessa 110 m e ha circa 9700 anni. La Highway 97 si vede nella parte bassa della foto. U.S. Geological Survey (Figure 5 from Miller,1980). Fig. 2.45 - Tipica morfologia di una colata lavica viscosa a composizione trachitica. Vulcano Hayligub nella catena dell Erta Ale (Afar, Etiopia). Foto Barberi, g.c. La superficie superiore delle colate viscose e tipicamente rugosa e a blocchi e su di essa si riconoscono spesso creste arcuate, grossolanamente concentriche, convesse nel senso del flusso. Queste creste sono state interpretate in vari modi: rampe rigide legate alla foliazione, pieghe sulla superficie (analoghe alle corde delle lave basiche), spremiture di magma piu fluido attraverso lacerazioni della crosta viscosa. Nel caso della colata ossidianacea delle Rocche Rosse a Lipari la foliazione subverticale indica che le creste, in quel caso, rappresentano strutture a rampa (fig. 2.48).