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RIASSUNTI

GEOLOGIA

DEL

VULCANICO

Anno accademico 2012/

Pitzalis Elia

INTRODUZIONE

INTRODUZIONE

Un sistema Vulcanico è un sistema complesso che va da una certa profondità (profondata di formazione magmi) fino all’atmosfera, dove il materiale magmatico viene disperso. Il corso di Geologia del Vulcanico, che noi seguiamo, si concentra, esclusivamente, sulla parte atmosferica, cioè analizza sotto che forma il materiale viene eruttato, ovvero che tipo di prodotto genere un attività eruttiva.

Quindi un sistema vulcanico è composta da:

 Una zona profonda situata a circa 30-40 km di profondità, nel mantello litosferico, in cui il magma si genera dalla fusione parziale della peridotite e dove può, anche, in parte essere immagazzinato.

 Zona di alimentazione, situata nella crosta inferiore dove in magma trova via di trasferimento verso l’alto (dicchi, condotti, fratture);

 Parte superficiale, rappresentata dalla crosta superiore (10 km), in cui il magma si ferma in una camera magmatica e qui si differenzia. Ovvero subisce un processo per il quale la diminuzione di pressione e temperatura del magma provoca la cristallizzazione di un insieme di minerali la cui composizione e differente dal materiale di partenza. Anche il restante liquido, di conseguenza, presenta una composizione differente da quello iniziale, cioè sarà sempre più evoluto e perciò sempre più ricco di silice.

 Zona di eruzione, parte più superficiale, in cui il magma per motivi esterni, quali aumenti di pressione o fratturazione, tende a risalire dalla camera magmatica e riversarsi sulla superfice, generando un vulcanismo effusivo oppure esplosivo.

MAGMA

caratteristiche sono tipiche dei fluidi newtoniani (acqua), fluidi in cui stress di taglio e velocita di deformazione sono proporzionali, ovvero raddoppiando uno si raddoppia anche l’altro. Quindi, essendo le lave messe in movimento dalla pendenza del pendio in cui sono situate, si avrà che un magma newtoniano ( basaltico ) si metterà in movimento per tutti gli angoli di inclinazione, anche per quelli bassissimi.

La retta B è, anch’essa, un fluido newtoniano , pero si differenzia da quella A, in quanto presenta un alta viscosità, caratteristica osservabile dalla maggiore pendenza della retta stessa.

La retta C-D , invece, rappresenta i fluidi Bingham , ovvero fluidi che non si muovono per tutti gli stress di taglio applicati, ma soltanto per quelli che superare una determinata soglia (punto di snervamento). In questi magmi bingham ( riolitici ), a differenza di quelli newtoniani, si avrà, quindi, movimento e deformazione, esclusivamente, per determinati angoli di inclinazione del pendio, che superino la determinata soglia, e non per tutti.

Magmi basaltici se sottoposti a stress di taglio, essendo meno viscosi e più facili da deformare, produrranno in superfice eruzioni di tipo effusive , mentre magmi più evoluti con altissima viscosità, quali quelli riolitici e andesitici, sottoposti a stress, tenderanno a rompersi più facilmente che non a deformarsi, originando in superfice una tipica eruzione esplosiva.

MAGMA

Temperatura

In funzione della composizione del magma la sua temperatura può variare tra valori di 700- °C. Per magmi basaltici (poco evoluti) si oscilla tra temperature di 1200- 1400°C mentre per magmi andesitici e riolitici (più ricchi di silice e quindi più evoluti) si va da 700 a 1000°C.

Densità

La densità di un magma è molto importante in quanto è il parametro fondamentale che permette, ad esso, di risalire sulla superfice. Infatti nella zona mantello-crosta inferiore il magma presenta una densità inferiore rispetto alle rocce circostanti, caratteristica che fa si, che esso tenda galleggiare e spingersi verso l’alto. Anche la densità alla pari della Temperatura varia in funzione della composizione del magma, questo perché magmi basici (basalti) sono più arricchiti di minerali pesanti (Fe) quindi saranno più densi 2800 kg/m^3 , mentre magmi più evoluti (riolite, andesite) saranno più ricchi di silice e quindi meno densi 2200-2400 kg/m^3.

Volatili Magmatici

Lo stile eruttivo di un magma, oltre a essere regolato dalla viscosità, dipende anche dal contenuto di volatili , ovvero quanti e che tipo di volatili sono presenti in soluzione all’interno di un magma, quando esso è in profondità. La solubilità di un componente volatile all’interno di un magma, a certe condizioni di Pressione e Temperature, è la massima quantità, di quel componente, che può essere mantenuta in soluzione. Essa dipende:

 Dalla composizione del magma. Infatti per esempio un magma basaltico, a certe condizioni di P e T, può presentare in soluzione una certa quantità d’acqua che sarà certamente differente da quella contenuta in un magma più evoluto, quale riolitico;  Dal tipo di volatile ;  Dalla Pressione ;  Dalla Temperatura ;  Da quante fasi volatili sono disciolte in un magma. Per esempio, se in soluzione, abbiamo solo acqua, avremo un determinato limite di solubilità, mentre se all’interno dello stesso magma oltre all’acqua, vi saranno anche percentuali di CO 2 , il limite di solubilità è minore. Quindi un sistema magmatico che comprende un certo numero di sostanze volatili avrà una solubilità che dipende da quale sostanze volatili ci sono.

I volatili, possono essere presenti in due maniere differenti all’interno del magma:

 In soluzione , cioè disciolti;

MAGMA

degassamento e causa la diminuzione complessiva della densità del sistema. Il fatto di avere, un fluido leggero immerso all’interno di un sistema a densità molto più elevata, fa si che la capacita di risalita dell’interno sistema aumenti, in quanto ci ritroviamo ad avere bolle di gas che presentano una certa spinta di galleggiamento, anche all’interno dello stesso magma. A pressioni sempre più prossime alla superfice terrestre (100 bar) la quantità di bolle sarà circa il 60-70% del volume complessivo del magma ed esso sarà costituito da una schiuma di bolle molto più viscoso del liquido rimanente (circa 30%).

Quindi durate la risalita, il magma si decomprime e si degassa formando un sistema liquido + bolle (schiuma) che è più viscoso del solo liquido, in cui le bolle si tendono ad espandere sempre più, a causa di una pressione interna maggiore di quella esterna, fino a formare quello che è un impaccamento compatto , in cui esse si trovano in stretto contatto tra loro. Queste bolle, pero, trovandosi in stresso contatto tra loro non riescono a espandersi liberamente e quindi la pressione all’interno delle bolle sarà molto più intensa di quella esterna. Questa farà si che, ad un certo punto, la bolla esploda e si formi quello che è il processo di frammentazione , in cui si ha il passaggio tra un sistema liquido contente bolle a una corrente di gas che trasporta con se pezzi di liquido. Questi pezzi di liquido sono nient’altro che le pomici , ovvero brandelli di quella schiuma magmatica che si era originata durante la risalita.

Questo tipo di meccanismo è il processo che porta alla formazione di quella che è un’ eruzione esplosiva , in cui il magma viene disperso sotto forma di un sistema gassoso.

In un eruzione effusiva (magma basaltico) la risalita del magma avviene nella stessa maniera, ma ciò che cambia è che, essendo un magma poco viscoso, quando esso degassa (a più basse profondità), le bolle che si originano sono più leggere del liquido circostante, e si liberano da esso molto facilmente risalendo da sole, senza trascinare il liquido. Un basalto quindi può degassare senza arrivare al limite di frammentazione e quindi può fuoriuscire sulla superficie come liquido, sottoforma di lava.

MAGMA

ERUZIONE ESPLOSIVA

raffreddamento delle particelle facendo si, che ad un certo punto, la densità di essa si eguagli e quella dell’atmosfera circostante, comportando l’annullamento della spinta di galleggiamento. Questo punto rappresenta l’altezza massima della colonna (30-40 Km), che, principalmente, dipende da quanto materiale viene messo in circolazione e quindi, conseguentemente, da quanta è più alta la temperatura, essendo essa la principale responsabile dell’istaurarsi dei moti convettivi. Comunque una volta giunti alle massime altezze, esse, cominciano ad espandersi sotto l’azione dei venti dominanti causando la ricaduta nel suolo delle particelle contenute, generando quelli che sono i depositi di caduta piroclastica , che vedremo più avanti.

In funzione della portata dell’eruzione, queste colonne eruttive possono essere di diverse dimensioni, cioè maggiore è la quantità di materiale che viene emesso e più la colonna sarà alta, in quanto avrà più capacità di riscaldare l’aria circostante. Comunque la cosa importate da sapere, è che in base all’altezza delle colonne eruttiva si possono avere variazioni delle dimensioni areali su cui le particelle, con essa trasportate, si depositeranno. Quindi colonne eruttive molto alte permettono una dispersione delle particelle su vasta scala, mentre, al contrario, colonne basse potranno permettere la deposizione delle particelle su una distanza molto limitata.

In natura si possono osservare, principalmente, due tipi di colonne eruttiva. Una, quella che abbiamo descritto prima, in cui si nota un immenso pennacchio formato, appunto, da una miscela di gas e particelle molto piccole , in cui quello che domina è il gas (oltre il 90% del volume totale). L’altra, in cui si nota il materiale incandescente, tipica di eruzioni esplosive basaltiche , dove si ha un emissioni sostanzialmente di magma , con poche percentuali di gas, accompagnato da particelle , in questo caso, grandi , in quanto l’energia e la frammentazione, di queste eruzioni, sono molto più modeste di quelle viste precedentemente. Il fatto di essere formate da particelle molto grandi, fa si che il calore scambiato sia molto basso, in quanto esso dipende, essenzialmente, dalla masse delle particelle e dalla loro dimensione (più è piccola la dimensione

ERUZIONE ESPLOSIVA

delle particelle e più vi è scambio di calore) e quindi vi sia impossibilità di generare le colonne convettive. Questo ci spiega perché le colonne siano cosi basse e perché, addirittura, non si origini niente al di sopra della fontana di magma.

Molte volte, durante un eruzione esplosiva, si possono avere eruzioni intermedie ai due casi visti precedentemente, cioè si può avere una frammentazione solo parziale del magma che tende a fuoriuscire sottoforma di blocchi o particelle molto grandi, mentre la restante quantità di magma fuoriesce sottoforma di lava.

Flussi Piroclastici

Se, durante un eruzione esplosiva, il processo di mescolamento non è cosi efficace e la densità di una parte o dell’intera colonna eruttiva, è minore di quella dell’aria circostante, essa non riesce ad entrare in convezione e quindi tende a collassare verso terra sottoforma di flussi piroclastici.

Questi flussi sono colate di gas e particelle , che scorrono rasenti al suolo, come un tipico processo torbiditico, a temperature elevate (800-1000 °C), velocita superiori i 300-400 Km/h e sono fortemente condizionati dalla topografia esistente. Questi tipi di correnti vengono denominate correnti di densità.

La maggior parte della massa grossolana trasportata dal flusso viene lasciata durante lo scorrimento e perciò, nella nube, rimangono particelle fini e gas caldo che fanno sì che essa diventi più leggera e presenti una densità inferiore dell’aria circostante, fatto che ne causa la risalita verso l’alto.

Questo tipo di processo tende ad originare un deposito completamente differente da quello di caduta della colonna eruttiva.

I flussi piroclastici sono i fenomeni più distruttivi che posso avvenire durante un eruzione esplosiva.

DEPOSITI PIROCLASTICI

DEPOSITI PIROCLASTICI

Noi, per piroclastico intendiamo qualsiasi materiale associato ad eruzioni esplosive, quindi qualsiasi eruzione esplosiva ci darà come risultato un deposito piroclastico.

Una roccia piroclastica è, perciò, una roccia deposta a seguito di un eruzione esplosiva. Quindi che essa venga deposta per caduta o per flusso piroclastico è indifferente. Essa è costituita da vari frammenti di varie dimensioni e litologie e può avere un grado di litificazione variabile , ovvero può presentarsi debolmente litificata oppure completamente cementata (in genere i cementi sono zeoliti o minerali di alte temperature). A volte essa si presenta, addirittura saldata, cioè i frammenti di magma sono ancora caldi e plastici e toccandosi, l’uno con l’altro, formano un continuo, senza bisogno di cemento.

La tessitura della roccia, ovvero come i vari frammenti sono disposti tra loro, ci permette di comprendere il tipo di deposito.

Origine

Le rocce piroclastico, in generale, si possono originare per:

 Esplosione magmatica , processo già ampiamente visto nelle pagine precedenti.

 Attività idrovulcanica , che si manifesta, principalmente, negli ambienti sottomarini (dorsali) dove il magma caldo, emesso sottoforma liquida, viene al contatto con l’acqua marina fredda. Questo contrasto termico genera l’improvvisa vaporizzazione dell’acqua che tende ad espandersi, molto rapidamente, generando un energia meccanica che causa l’imminente esplosione del magma e quindi la sua frammentazione.

 Attività epiclastica , che si ha quando un deposito piroclastico, si erode e rimette in circolo il materiale che lo compone. Quindi si una rielaborazione di un materiale primario piroclastico.

Tipi di frammenti

In base al tipo di litologia si possono individuare tre tipi principali di frammenti:

 Juvenili : frammenti di magma. Riconoscere questi frammenti ci dà ottime informazioni sull’eruzione, cioè ci indica qual era la composizione del magma. Si riconoscono in quanto sono quelli più abbondanti e più simili tra loro.

DEPOSITI PIROCLASTICI

 Litici : frammenti di rocce preesistenti strappati e portati via dall’eruzione. Questi frammenti litici si possono ulteriormente suddividere in: Cognate quando i frammenti preesistenti appartengono al vulcano stesso oppure accidentali quando i frammenti sono del basamento. Lo studio di questi frammenti litici è molto importante, in quanto ci permette di raccogliere una serie di informazioni utili sulla geologia del substrato.

 Comagmatici : sono frammenti passivi che vengono espulsi durante un eruzione. Infatti quando un magma liquido staziona all’interno di una camera magmatica e tende a cristallizzare, si tenderanno ad originare, soprattutto nelle parti più esterne, zone più cristallizzate di altre (cummuliti). Quando, poi il magma fuoriesce nella superfice strappa e trascina con se questi pezzi, dello stesso magma, già cristallizzati che andranno a comporre quelli che sono i frammenti comagmatici.

Dimensione delle particelle

In base alla granulometria, ovvero alla dimensione delle particelle, i frammenti si possono suddividere in:

In realtà, all’interno di ogni classe granulometrica esiste un ulteriore suddivisione, sempre più specifica. Infatti, per esempio, la classe granulometrica dei lapilli è una classe abbastanza grande che va da 2 mm a 64 mm, perciò essi vengono suddivisi in lapilli grossi (da 64 a 16 mm), medi (da 16 a 4 mm) e fini ( da 4 a 2 mm). Come per i lapilli, anche le altre classi vengono ulteriormente suddivisi.

DEPOSITI PIROCLASTICI

NB : Tufo è un termine generale che spesso viene utilizzato in maniera sbagliata. Tufo è una roccia piroclastica consolidata altrimenti, se è sciolta, viene denominato livello di lapilli o livello di cenere.

a) Blocchi e Bombe

Solitamente i blocchi sono pezzi di frammenti litici grossolani densi e non vescicolari. Raramente possono, anche essere frammenti di magma denso (juvenili).

Il termine bomba indica, invece, frammenti juvenili vescicolati che vengono spesso eruttati allo stato plastico. Possono avere forma differenti in funzione, principalmente, della temperatura e del mezzo con cui vengono espulsi.

Possono assumere forme a fuso o a nastro se i frammenti vengono espulsi attraverso dei lanci balistici, in quanto essendo frammenti plastici di composizione basica (viscosità bassa) durante il lancio tendono a ruotare in aria e raffreddare per il contatto con l’atmosfera.

Mentre, assumono una forma a crosta di pane , in cui la porzione esterna è tutta fratturata, se sono costituiti da magma ad alta viscosità. Esse si originano perché, durante il tragitto nell’atmosfera, essendo dei blocchi caldi, raffreddano molto rapidamente sulla porzione esterna, mentre quella interna rimane calda e tende ad espandersi sempre più a causa di un contrasto di pressione, originando questa tipica superfice fratturata.

Comunque entrambi questi due frammenti (blocchi e bombe) presentano dimensione > di 64 mm.

b) Lapilli

I lapilli sono frammenti litici oppure juvenili di dimensione compressa tra 2 e 64 mm. Quelli juvenili possono essere:

 Pomicei : la pomice è un materiale estremamente vescicolato e molto poroso , in cui le bolle sono in stretto contatto tra loro e perciò la sua densità media è in genere inferiore a quella dell’acqua. Infatti se esse vengono immerse in acqua tendono a galleggiare. Sono legati all’espansione di magmi più ricchi di volatili, più viscosi e quindi più evoluti.

 Scoriacei : le scorie sono frammenti (colore scuro) che hanno una vescicolarita meno sviluppata delle pomici, infatti le bolle non sono comunicanti tra loro e perciò la densità, in questo caso, è più alta di quella dell’acqua. Se esse vengono immerse nell’acqua tendono sprofondare. Sono legati all’espansione di un magma meno viscoso, meno ricco di volatili e quindi a magmi basaltici.

 Accrezionali : sono delle palline fatte dall’aggregazione di cenere fine. In genere si formano in presenza di umidità, infatti quando il materiale cineritico cade dalla nube eruttiva tende

DEPOSITI PIROCLASTICI

ad aggregarsi e cementarsi a se in conseguenza alla precipitazione di vari sali, a cause della condensazione dei gas presenti nella nube. Questi lapilli accrezionali sono molto importanti in quanto permettono la deposizione delle ceneri anche in prossimità del vulcano, quando tutti sappiamo che essi, essendo più leggeri e fini, tendono ad essere trasportate dei venti e deposte solo in zone distali dal centro eruttivo.

c) Ceneri

Le ceneri sono frammenti molto minuti di dimensione inferiore ai 2 mm e che possono essere suddivise in grossolane (da 2 a 0,063 mm) e fini (< 0,063 mm). Alla pari di blocchi e bombe e lapilli, esse, sono costituite da frammenti juvenili , litici oppure da cristalli.

Esse possono essere costituite da vari elementi:

 Se sono originate dalla frammentazione estrema di frammenti litici preesistenti esse sono costituite da pezzetti di varia forma che possono andare dalla tabulata , formata dai setti delle pareti che dividono le bolle tra loro, a quella ad Y , originata dall’esplosione di tre bolle adiacenti.

 Se, invece, sono originate dalla frammentazioni estrema di un magma molto visciolato, saranno presenti cristalli liberi.

DEPOSITI PIROCLASTICI

Tessitura

Un'altra descrizione che possiamo fare dei singola clasti è l’ angolarità , cioè quanto sono arrotondati. Questo è un parametro importante da osservare perché ci permette di comprendere quello che è il processo che ha generato quel deposito. Infatti quando si ha un deposto costituito da clasti molto spigolosi, esso sarà generato da un processo di caduta , in quanto essi tendono a ricadere e a depositarsi separati gli uni dagli altri senza interagire. Mentre, un deposito composto da clasti arrotondati è caratteristico di flussi piroclastici in quanto essi tendono ad urtarsi tra di loro. Un altra osservazione che può essere fatta sul deposito è la tessitura del deposito, cioè come questi frammenti sono distribuiti all’interno del deposito. Cioè possiamo descrivere una gradazione normale, inversa, simmetrica una tessitura massiva, una struttura grano-sostenuta oppure matrice-sostenuto, ecc.

DEPOSITI PIROCLASTICI

TIPI DI DEPOSITI PIROCLASTICI

Si riconoscono, principalmente, tre diversi tipi di depositi piroclastici, ovvero:

 Di caduta (piroclastic fall deposit) sono quei deposti che cadono da una colonna eruttiva. Essi tendono a mantellare la topografia come se fosse una nevicata, ovvero presentano lo stesso spessore, in quanto cadendo dall’alto si accumula dovunque sulla topografia, tranne quando essa è troppo inclinata.

 Di flusso (Piroclasti flow deposit) sono quei depositi che vengono deposti dai flussi piroclastici e perciò essi tendono ad essere confinanti nelle valli e quindi tendono a colmare le depressioni e non andare negli alti topografici.

 Di Surge (piroclastic surge deposit) che sono una via intermedia ai due casi visti precedentemente, cioè tendono ad ispessirsi nei vasti topografici ed assottigliarsi sugli alti.