Geologia del Vulcanico

Riassunti geologia del vulcanico

Anno accademico 2012/2013

Pitzalis Elia

Introduzione

Un sistema vulcanico è un sistema complesso che va da una certa profondità (profondità 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 genera un'attività eruttiva.

Quindi un sistema vulcanico è composto 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 il magma trova vie 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 è differente dal materiale di partenza. Anche il restante liquido, di conseguenza, presenta una composizione differente da quella 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 superficie, generando un vulcanismo effusivo oppure esplosivo.

Magma

Il magma è un liquido:

• Multifase, che contiene, al suo interno, altre fasi fisiche quali: solide (cristalli) e gassose (bolle di gas).
• Multicomponente, cioè formato da una serie di ossidi di silicio, alluminio, ecc.

I costituenti principali dei magmi sono: Si, O, Al, Ca, Mg, Fe, Na, K, Ti, P. Altri componenti molto importanti, disciolti all’interno del magma e presenti in soluzione in esso, sono i componenti volatili (H₂O, CO₂, S, Cl e F).

Il magma non va assolutamente confuso con la lava, infatti essa non è altro che un magma che erutta sulla superficie terrestre sotto forma di liquido. Come abbiamo visto prima, uno stesso magma può fuoriuscire sulla superficie terrestre in due differenti maniere: effusiva, ovvero il magma erutta sotto forma di liquido, oppure esplosiva, cioè, erutta attraverso un gas che contiene pezzi di questo liquido solidi. Questo perché esistono due parametri fondamentali che regolano l’esplosività di un magma: contenuti di volatili e la viscosità.

Viscosità

La viscosità è la resistenza di un fluido a deformarsi sotto l’azione di uno stress di taglio. Essa dipende dalla composizione del fluido e dalla temperatura. Un magma costituito esclusivamente da silice pura è un sistema altamente viscoso e può essere immaginato come costituito da intense catene silicatiche chiuse, costituite da numerosi tetraedri legati fra loro, che rendono la struttura altamente resistente alla deformazione. Ma il magma, come abbiamo visto prima, è un liquido costituito da vari componenti oltre l’SiO₂ come anioni esterni o come molecole di H₂O, che si inseriscono nella struttura interrompendola e rendendola più aperta e meno viscosa e quindi più facile da deformare. Quindi un magma più avrà elevate percentuali di silice, più sarà evoluto e più sarà viscoso, mentre al contrario, un magma poco evoluto (basse percentuali di silice) avrà una viscosità bassa.

In campo vulcanologico la viscosità descrive quanto velocemente si muove una lava. Come si può osservare nello schema, la viscosità (pendenza della retta) è un parametro che descrive la relazione tra lo stress di taglio applicato e la velocità di deformazione. La curva A ci dice che se applichiamo un stress di taglio progressivo nel tempo si otterrà, conseguentemente, un continuo aumento della velocità di deformazione. Inoltre essa, essendo una retta passante per l’origine, ci indica che per ogni stress di taglio applicato (anche piccolo) questo liquido si muove. Queste caratteristiche sono tipiche dei fluidi newtoniani (acqua), fluidi in cui stress di taglio e velocità 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, però 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 superano 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 superano 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 superficie 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 superficie una tipica eruzione esplosiva.

Temperatura

In funzione della composizione del magma la sua temperatura può variare tra valori di 700-1200°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 al magma di risalire sulla superficie. Infatti, nella zona mantello-crosta inferiore, il magma presenta una densità inferiore rispetto alle rocce circostanti, caratteristica che fa sì, che esso tenda a 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/m³, mentre magmi più evoluti (riolite, andesite) saranno più ricchi di silice e quindi meno densi 2200-2400 kg/m³.

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 temperatura, è la massima quantità di quel componente che può essere mantenuta in soluzione. Essa dipende da:

• 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 CO₂, 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;
• Essolti, cioè usciti dalla soluzione e presenti sotto un'altra differente fase (sotto forma di bolle).

Risalita magma

Il motivo essenziale della risalita del magma è l’essoluzione dei volatili. Facendo riferimento allo schema riportato nella pagina seguente, partiamo dal punto (triangolo) in cui il magma è situato a una profondità di 6 km e una pressione di circa 1,5 Kbar e può contenere circa il 5% di acqua, individuato dalla curva di solubilità. Quando il nostro magma, che contiene il 4% di acqua ed è sottosaturo (questo non cambia niente), tende a risalire, a causa di una pressione della camera magmatica maggiore, passa da una profondità di 6 a circa 4 km e tende a decomprimere, cioè a passare da pressioni maggiori a pressioni minori. Una volta che arriva a pressioni di circa 1 Kbar esso tende ad incrociare la curva di solubilità, in che ci indica che esso può contenere al suo interno non più del 4 % di acqua. Il magma, a questo punto, è saturo d’acqua e se esso tende a risalire sempre più in superficie, deve incominciare a perdere volatili, perché man mano che la pressione diminuisce può ospitare % di acqua sempre più inferiori, in quanto la solubilità diminuisce. Quindi, la restante quantità di acqua in eccesso viene essolta sotto forma di gas (bolle) e il magma tende a passare da un liquido puro a un liquido con % di bolle sempre più crescente. Questo processo in cui il magma perde progressivamente volatili prende il nome di 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 sì che la capacità di risalita dell’intero 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 superficie 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 durante 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, però, trovandosi in stretto 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 sì 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 contenente bolle a una corrente di gas che trasporta con sé 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, sotto forma di lava.

Eruzione esplosiva

Come ho spiegato nella prima parte di questa raccolta, durante un’eruzione esplosiva un magma, che risale verso la superficie terrestre, comincia a degassare, cioè a causa della diminuzione della solubilità comincia a formare delle bolle. Queste bolle, a causa di una differenza di pressione tra interno ed esterno, tendono ad espandersi sempre più finché esse, una volta che si giunge ad una certa percentuale di 60-70 %, non raggiungono un impaccamento compatto che impedisce loro di espandersi. Ad un certo punto a causa della sempre più forte differenza di pressione e dell’impossibilità di espandersi, si ha l’esplosione del magma, ovvero la frammentazione, di esso, in piccole particelle ed il contemporaneo passaggio tra un liquido, che contiene al suo interno bolle (schiuma magmatica), e un gas contenente particelle liquide e di frammenti di solido.

Ora durante un’eruzione esplosiva si possono generare due fenomeni contrastanti, ovvero:

• Le colonne eruttive;
• Flusso piroclastico.

Colonna eruttiva

Quando la miscela di gas e particelle, vista prima, entra nell’atmosfera, con una determinata velocità di risalita e una temperatura magmatica (800°C-1000°C), comincia a mescolarsi con l’aria circostante, che si ingloba in essa, e creare un mixing di aria atmosferica con gas magmatici e particelle di magma. Ora l’aria circostante, riscaldata, mescolandosi con la miscela magmatica, tende a farla diluire sempre più (progressivo cambiamento di colore) e renderla meno densa e più leggera rispetto all’atmosfera circostante, perché calda. Questo fa sì che si origini una colonna convettiva che permette il galleggiamento e la risalita, sempre più in alto, della miscela magmatica rispetto all’atmosfera circostante, generando quelle che sono le tipiche colonne eruttive. Quest’innalzamento della colonna causa, in essa, il raffreddamento delle particelle facendo sì che ad un certo punto la densità di essa si eguagli a 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 quanto è più alta la temperatura, essendo essa la principale responsabile dell’instaurarsi 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 importante da sapere è che in base all’altezza delle colonne eruttive 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 eruttive. 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’emissione 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 sì che il calore scambiato sia molto basso, in quanto esso dipende, essenzialmente, dalla massa delle particelle e dalla loro dimensione (più è piccola la dimensione 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 così 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 sotto forma di blocchi o particelle molto grandi, mentre la restante quantità di magma fuoriesce sotto forma di lava.

Flussi piroclastici

Se, durante un’eruzione esplosiva, il processo di mescolamento non è così 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 sotto forma di flussi piroclastici. Questi flussi sono colate di gas e particelle, che scorrono rasenti al suolo, come un tipico processo.