Magma vulcanico

 

Il magma è costituito da rocce fuse o parzialmente fuse; è caratterizzato dalla presenza di numerosi componenti e,comunemente,di numerose fasi,liquida,solida,gassosa. Composizione,temperatura,contenuto in cristalli o in frammenti solidi di varia natura e abbondanza di gas sono tutte variabili che contribuiscono a determinare la diversità dei magmi eruttati da vulcani diversi,nel corso di eruzioni diverse dello stesso vulcano o persino in fasi diverse di una medesima eruzione. Queste differenze implicano diverse proprietà del magma in termini di densità,viscosità e capacità di ritenere più o meno a lungo i gas disciolti. Esse influiscono in misura oltremodo rilevante sul tipo di eruzione,sulle caratteristiche dei depositi vulcanici e infine sulla struttura stessa dell'apparato vulcanico.

Composizione chimica

Un magma è,da un punto di vista chimico,un sistema estremamente complesso. La composizione di un magma non rimane costante nel tempo,ma varia in risposta alle variazioni dell'ambiente nel quale esso si trova. A contatto con rocce più fredde,il magma perde calore e diminuisce la sua temperatura. Di conseguenza,certi minerali cominciano a cristallizzare,impoverendo il magma in alcuni componenti chimici,che vanno a concentrarsi nei cristalli in formazione,e contemporaneamente arricchendo in altri componenti che non entrano a far parte dei cristalli. Oltre al calore,viene scambiata con l'ambiente anche la materia e ciò modifica la composizione sia del magma sia delle rocce circostanti. Porzioni di roccia possono venire inglobate nel magma ed essere fuse oppure rimanere come frammenti solidi. Infine,in risposta alle variazioni di composizione,temperatura e sopratutto di pressione,specie volatili come acqua e anidride carbonica,contenute in significative quantità all'interno del magma e inizialmente disciolte in esso,possono liberarsi e formare bolle di gas,producendo cambiamenti di notevole entità nelle proprietà del magma stesso,culminando in molti casi in un eruzione.

Serie magmatiche

Da quanto è stato detto,risulta chiaro che un magma va considerato come un sistema in continua evoluzione. L'ambiente geodinamico in cui esso viene prodotto ne condiziona fortemente le caratteristiche. In buona sostanza è l'ambiente di origine che gli fornisce una sorta di “impronta” chimica iniziale che sarà determinante per tutta la successiva storia di cristallizzazione ed evoluzione del magma stesso. In aggiunta a questo,lo studio della composizione chimica e mineralogica dei suoi prodotti di raffreddamento permette agli scienziati di ottenere numerose informazioni sulla sua storia evolutiva. Questo concetto consente di definire una seria magmatica,ovvero una sequenza di magmi,di composizione diversa ma appartenenti allo stesso ambiente geodinamico e quindi caratterizzati dalla stessa “impronta” chimica,che idealmente possono essere considerati come differenti stadi evolutivi di uno stesso magma capostipite. In riferimenti ai diversi ambienti geodinamici le principali serie magmatiche sono:

a) serie toleitica,o di dorsale oceanica;

b) serie alcalina,o di rift continentale e di punto caldo;

c) serie calcoalcalina,o di margine continentale e di arco insulare;

d) serie potassica o di margine convergente in stadio evolutivo avanzato.

A queste serie vengono aggiunti i magmi prodotti dalla fusione parziale non di rocce del mantello ma di rocce della crosta terrestre,a una profondità alla quale le condizioni di pressione e temperatura sono favorevoli alla produzione di quantità significative di liquido. Tali magmi sono noti con il nome di magmi anatettici e sono ampiamente rappresentati in Italia nell'Isola d'Elba (granito del Monte Capanne) e nel sud della Toscana (rioliti di San Vincenzo,in provincia di Livorno). Un ulteriore categoria è rappresentata dalle carbonatiti,magmi diversi da tutti gli altri. Infatti,mentre tutti i magmi appartenenti alle serie magmatiche sopra descritte hanno nella silice (SiO2 ) il componente primario ( per questo sono denominati magmi silicatici),le carbonatiti sono composte principalmente da carbonato di calcio (CaCO 3 ) e sono prodotte da processi di smescolamento chimico a partire da un magma ricco di anidride carbonica. Inoltre,mentre la temperatura dei magmi silicatici varia da 800 a 1200 °C a seconda della composizione,quella dei magmi carbonatitici è molto più bassa ed è compresa solitamente tra i 500 e i 600°C. Vulcani di tipo carbonatitico sono stati presenti anche nel nostro Paese in epoche passate,nella regione umbro-laziale. Attualmente,l'unico vulcano carbonatitico attivo al mondo è l'Oldoinjo Lengai,in Tanzania. Le condizioni chimico fisiche esistenti nella zona di produzione del magma determinano il tipo di serie magmatica. Le rocce del mantello terrestre dalle quali la maggior parte dei magmi eruttati sulla Terra proviene sono caratterizzate da una sostanziale omogeneità di composizione chimica. Questa omogeneità da luogo però ad alcune importanti differenze nei liquidi che si producono,a seconda che la funzione parziale delle rocce del mantello avvenga in ambiente di dorsale oceanica,di margine continentale o altro. In una dorsale oceanica,dove il mantello terrestre risale quasi fino alla superficie,gran parte (circa il 20%) di esso fonde in ambiente di bassa pressione. Al di sotto di un rift continentale,e ancor più in un punto caldo,la fusione parziale del mantello avviene invece a profondità e pressioni molto maggiori e coinvolge solo una piccola parte (meno del 5%) delle rocce originarie. Infine,in corrispondenza di un margine convergente di placche,sia in ambiente continentale sia oceanico (arco insulare) la fusione parziale del mantello avviene principalmente a causa dell'acqua rilasciata dalla placca oceanica,che viene a sua volta inglobata nel mantello stesso.

Rocce intrusive & rocce vulcaniche

Infatti,solo una parte minore del magma che risale attraverso la crosta terrestre raggiunge la superficie e dà luogo a un eruzione. La maggior parte del magma viene intrappolato all'interno della crosta,dove raffredda lentamente,dando origine a rocce magmatiche di tipo intrusivo. Il lento raffreddamento permette la completa cristallizzazione delle rocce intrusive,che risultano quindi costituite da un mosaico di cristalli normalmente ben visibili a occhio nudo. E' il caso del granito in ambiente continentale e dai gabbri in ambiente oceanico. Al contrario,se le condizioni sono favorevoli alla risalita,il magma arriva normalmente in superficie quando una parte di esso è ancora liquida. Il rapido raffreddamento a contatto con l'atmosfera non permette una efficace cristallizzazione: il magma dà quindi origine a rocce vulcaniche caratterizzate da una massa di fondo microcristallina ( cristalli di dimensioni di millesimo di millimetro) o in numerosi casi vetrosa,prodotta dal congelamento del liquido magmatico nello stato in cui si trova al momento dell'eruzione. E' il caso delle lave o delle pomici prodotte durante eruzioni di tipo esplosivo. I cristalli di maggiori dimensioni,che si sono formati all'interno della crosta terrestre prima dell'eruzione,sono nella maggior parte dei casi ben riconoscibili a occhio nudo e prendono il nome di fenocristalli.

Evoluzione chimica del magma

Dal momento della sua produzione al momento dell'eruzione o della solidificazione all'interno della crosta terrestre,il magma può subire cambiamenti notevoli di chimismo e mineralogia. L'entità di tali cambiamenti è in realtà tanto maggiore quanto maggiore è il tempo che intercorre dalla produzione alla solidificazione del magma. I fattori responsabili sono molteplici,ma fra tutti uno è considerato giocare un ruolo preponderante: il processo di cristallizzazione frazionata. Questo processo consiste nella formazione di cristalli e nella loro successiva separazione dal liquido magmatico. Poiché ciascuna specie cristallina impoverisce il selettivamente il liquido magmatico in alcuni degli elementi che lo compongono,il risultato è una variazione progressiva della composizione del magma a mano a mano che nuovi cristalli si formano e si separano da esso. Il processo che porta all'allontanamento dei cristalli dal liquido magmatico è legato alla loro differente densità e alla modalità di raffreddamento e cristallizzazione dei corpi magmatici all'interno della crosta terrestre. Cristalli più densi del liquido circostante tendono infatti ad affondare nel magma e ad accumularsi nelle parti più profonde del corpo magmatico. Al contrario,cristalli meno densi del liquido possono risalire verso l'alto sotto la spinta delle forze di galleggiamento e originare accumuli nella parte alta di un corpo magmatico. Al contrario con le rocce incassanti la temperatura del magma è minore e il processo di cristallizzazione è più efficiente,contribuendo quindi notevolmente all'evoluzione chimica del magma. Oltre a quelli indicati,altri componenti sono presenti in tracce. I processi di fusione parziale e successivamente di cristallizzazione frazionata sono in grado di determinare concentrazioni di tali elementi,che possono quindi divenire costituenti importanti dei magmi. Ad esempio,il potassio è estremamente scarso nelle rocce del mantello,ma può divenire abbondante in magmi di derivazione mantellica quali quelli appartenenti a serie magmatiche alcaline. Processi di contaminazione chimica con le rocce della crosta possono anche essi contribuire in maniera sostanziale all'arricchimento del magma in termini di componenti che erano inizialmente presenti in scarsa quantità.

Criteri di classificazione delle rocce magmatiche

Uno dei parametri più semplici per valutare il grado di evoluzione chimica di un magma è rappresentato dal suo contenuto di silice (SiO2 ). La silice rappresenta il costituente più abbondante dei magmi (a parte i tipi estremamente particolari quali quelli carbonatitici) e il processo di cristallizzazione frazionata tende a produrre un progressivo arricchimento in tale componente. Sulla base del contenuto in silice è possibile distinguere 4 categorie di magmi:

Magmi ultrabasici SiO2 < 45 % in peso

Magmi basici 45 < SiO2 < 52 % in peso

Magmi intermedi 52 < SiO2 < 62% in peso

Magmi acidi SiO2 > 62% in peso

Questa suddivisione si applica ai magmi e alle rocce risultanti dalla loro solidificazione. In aggiunta a ciò,i criteri di classificazione successiva delle rocce (intrusive o vulcaniche) sono diversi. Nel caso delle rocce intrusive,la completa cristallizzazione permette una suddivisione basata sul tipo e abbondanza di ciascuna specie minerale presente. Nel caso delle rocce vulcaniche,la più o meno abbondante presenza di una massa di fondo vetrosa ovvero l'incompleta o del tutto mancata cristallizzazione del magma implica che la classificazione basata sui minerali non è applicabile. Di conseguenza,la classificazione delle rocce vulcaniche viene operata sulla base della composizione chimica totale della roccia. I diversi criteri classificativi sono fissati dalla convenzione IUGS del 1973 (IUGS Subcommission on the Systematics of Igneous Rocks).

I gas magmatici

Oltre ai componenti già riportati,i magmi naturalmente contengono numerose specie volatili,ossia componenti che a seconda delle condizioni possono trovarsi disciolti nel liquido magmatico oppure possono separarsi dal liquido e originare un gas. Tali componenti,spesso presenti in quantità relativamente modeste,sono tuttavia di estrema importanza,in quanto è proprio la presenza di una fase gassosa che in numerosi casi determina l'eruzione vulcanica e la sua dinamica. Durante un eruzione esplosiva,vengono immessi nell'atmosfera da 10 1000 milioni di t di gas vulcanici,in un tempo che va da poche ore a pochi giorni. Una simile quantità di gas è prodotta annualmente attraverso l'attività fumarolica di vulcani come l'Etna ed è dovuta al lento degassamento del magma all'interno del vulcano. Tali quantità di gas vulcanici producono un effetto nell'atmosfera a scala mondiale,contribuendo a modificarne la composizione e in molti casi producendo effetti indesiderati quali le piogge acide. Nella tabella che vedremo sono riportati il tipo e l'abbondanza relativa delle specie volatili presenti in due tipi di basalto,toleitico e alcalino. Come si vede,la composizione dei gas magmatici dipende dal tipo di serie magmatica,riflettendo il ruolo dei processi di genesi del magma in differenti ambienti geodinamici. L'acqua è la più abbondante specie volatile; essa varia da poco più di 1 a 7-8 parti di peso in percentuale,in relazione al grado di evoluzione chimica del magma. Infatti i processi di differenziazione che portano all'evoluzione chimica di un magma implicano in generale un aumento della concentrazione dell'acqua e delle altre specie volatili,in quanto queste sono scarsamente inglobate all'interno dei minerali. La seconda specie volatile per abbondanza è l'anidride carbonica (CO2 ),seguita da vicino all'anidride solforosa (SO2 ). Altre specie volatili presenti in quantità apprezzabili sono il monossido di carbonio (CO),l'acido cloridrico (Hcl),l'idrogeno (H2 ),l'acido solfidrico (H2 S),e lo zolfo (S2 ).

Basalto Toleitico CO CO2 Hcl H2 H2 O H2 S SO2 S2

0.39 5.5 0.43 2.9 87.4 0.54 2.7 0.09

Basalto alcalino CO CO2 Hcl H2 H2 O H2 S SO2 S2

0.51 24.3 0.53 49.3 0.20 24.9 0.21

Somma -Vesuvio,Italia

Attività vulcanica prevalente: Pliniana,stromboliana,colate piroclastiche,colate e duomi di lava.

Generalità: Questo stupendo complesso vulcanico che fa da sfondo al complesso di Napoli costituisce nell'immaginario collettivo mondiale il prototipo dei vulcani e della forza delle eruzioni vulcaniche. Il Vesuvio,da sempre protagonista tra le migliaia di vulcani attivi del pianeta,ha attratto nei secoli schiere di cronisti,scienziati,archeologici e artisti. La stessa scienza vulcanologica è stata tenuta a battessimo sul Vesuvio ed è qui che è sorto,nel 1849,il primo osservatorio vulcanologico di tutto il mondo. A partire dalle due famose lettere di Plinio il Giovane,che rappresentano la prima cronaca scritta di un'eruzione vulcanica,il Vesuvio ha fornito alla vulcanologia molta della terminologia tecnica attualmente in uso testimoniando la forte influenza che gli studi condotti su di esso hanno avuto sulla letteratura. Il vulcano è formato dalla sovrapposizione di 2 diversi edifici: Il Monte Somma,successivamente collassato in una caldera ellittica di 4.9x 3.4 km,e il cono del Vesuvio cresciuto all'intorno della depressione. Il Monte Somma raggiunge attualmente la quota di 1.130 m,mentre il cono del Vesuvio è leggermente più alto (1.281 m). Informazioni che provengono da un sondaggio geotermico,eseguito sul versante meridionale del cono,mostrano che lo spessore dei prodotti vulcanici è di circa 1.500 m. L'inizio dell'attività,dedotto dalla datazione dei prodotti più antichi incontrati nel corso di questo sondaggio,è valutabile a circa 300.000 anni fa. La caldera del Somma si è generata in seguito a una serie di 5 eruzioni pliniane avvenute rispettivamente 18.000,17.000,8.000,3.360 anni fa,e nel 79 d. C. Quest'ultimo evento,che portò alla distruzione delle città romane di Pompei,Ercolano e Stabia e nella quale perse la vita Plinio il Vecchio,consacrato nella storia come l'eruzione vulcanica più conosciuta e studiata di tutti i tempi,costituisce il prototipo delle eruzioni pliniane. Secondo quanto ci è stato testimoniato da Plinio il Giovane nelle due lettere indirizzate a Tacito,l'evento ebbe inizio il 24 agosto alle 13.00 PM,concludendosi circa alle 20.00 di sera del giorno successivo. Lo studio dei depositi indica che l'eruzione ebbe 2 fasi distinte. La prima,durata fino alle 1.00 di notte del mattino,fu caratterizzata dalla formazione di una colonna pliniana,alta fino a circa 30 km,che produsse un incessante pioggia di pomici sulle città di Pompei e Stabia,causando il crollo dei tetti delle case. Il vento,che spirava in direzione sud-est,ha orientato la ricaduta dei materiali sollevati dalla colonna pliniana (pomici e ceneri). Infatti sono visibili anche oggi i depositi di questa fase dell'eruzione accumulati in un ristretto settore dell'area coinvolta,che esclude la città di Ercolano. Nella seconda fase,invece,si verificano colate e surge piroclastici,che distrussero Ercolano,seppellendola oltre 20 m di pomici e ceneri,e rovinarono quanto era rimasto di Pompei. Dopo l'eruzione del 79 di sono verificate innumerevoli eruzioni stromboliane ed effusive che hanno portato alla graduale edificazione del Gran Cono vesuviano e alla messa in posto di colate laviche sui versanti meridionali e occidentali. L'attività eruttiva ha da allora conosciuto solo 2 importanti periodi di sosta ed è stata in entrambi i casi seguita da eventi esplosivi di grande energia. L'eruzione del 472,avvenuta dopo un periodo di riposo durato quasi 3 secoli,ebbe carattere pliniano e produsse devastazioni paragonabili a quella del 79 d. C. Dopo un altro periodo di riposo,che durava probabilmente dal 1139,il Vesuvio entrò nuovamente in attività alle 7.00 AM del mattino del 16 dicembre 1631 con una eruzione di tipo pliniano che si protrasse fino al pomeriggio del giorno successivo. Tutta l'area intorno al vulcano venne devastata da piogge di lapilli e ceneri,colate piroclastiche e colate di fango. I fenomeni eruttivi causarono ingenti danni e costarono la vita a 4.000 persone. Da quel momento il vulcano riprese un'attività stromboliana quasi continua permettendo agli studiosi europei dell'epoca di studiare da vicino le fenomenologie vulcaniche. Il grande richiamo scientifico e naturalistico esercitato dalle eruzioni del Vesuvio negli ultimi 4 secoli,nonché l'esigenza di tutelare le popolazioni residenti sulle sue falde dal pericolo delle eruzioni,portò alla fondazione nel 1841 da parte del re di Napoli del Reale Osservatorio Vesuviano,primo istituto vulcanologico al mondo dedicato alla sistemica osservazione e allo studio dei fenomeni vulcanici. Iniziò così la prima attività di monitoraggio dell'attività vulcanica,rilevatosi fondamentale per la comprensione dei fenomeni eruttivi e per la previsione delle eruzioni. Dopo l'ultima eruzione avvenuta nel marzo 1944,il Vesuvio è entrato in uno stato di riposo che dura da oltre mezzo secolo: un riposo che non può in alcun modo essere considerato come la prova di una sua definitiva estinzione. Purtroppo,nonostante gli innumerevoli insegnamenti del passato,l'attuale situazione dal punto di vista della protezione civile è molto critica: le strade sono intasate da un'edilizia suicida,in larga parte abusiva,che ha permesso di costruire fin sotto la bocca del vulcano. Per questo il Vesuvio è considerato,da tutti i vulcanologi e non solo,uno dei vulcani più pericolosi del mondo,se non il più pericoloso in assoluto.

Principali attrattive

Il Vesuvio,il vulcano più famoso del mondo per l'eruzione che distrusse Pompei e per la sua collocazione nello splendido Golfo di Napoli,è da sempre un meta turistica molto ambita. Le principali attrattive escursionistiche sono costituiti dagli interessanti campi di lave a corde,posti lungo i fianchi del vulcano e contenenti cristalli dalle dimensione di pochi cm di leucite,dalla voragine craterica prodotta dall'eruzione del 1944,dalla Valle del Gigante ricoperta da boschi di ginestre,che salgono fino a raggiungere la base della parete calderica. Essa è attraversata da numerosi dicchi verticali. Di particolare godibilità è la salita lungo la cresta del Monte Somma,che offre una splendida vista del Gran Cono e della colata di lava generata dall'eruzione del 1944: la lava scende dal cono espandendosi all'interno della Valle del Gigante.

Stromboli,Italia

Attività vulcanica prevalente: Stromboliana,colate di lava,frane di versante,fumarolica.

Generalità: Pur essendo alto meno di 1.000 m sul livello del mare,il cono dello Stromboli si eleva per più di 3.000 m a partire dal fondale marino. Stromboli è universalmente noto per aver dato il nome a una categoria di attività esplosiva,denominata appunto stromboliana. Dalle bocche dei crateri sommitali,collocate circa 200 m sotto la vetta,si susseguono a intervalli di decine di minuti esplosioni che producono getti di scorie incandescenti fino a centinaia di metri d'altezza. La maggior quantità di queste scorie cade intorno alle bocche,mentre una parte rotola fino al mare lungo il ripido versante dello Sciara del Fuoco. Stromboli si trova in questo particolare stato di persistente attività da quasi 2.000 anni,fatto che gli ha assegnato l'appellativo di “Faro del Mediterraneo”. L'isola di Stromboli si è costruita nel corso di innumerevoli eruzioni avvenute,inizialmente,da un altro vulcano: l'attuale scoglio di Strombolicchio,la cui attività vulcanica si è conclusa circa 200.000 anni fa. Successivamente essa si è spostata circa 3 km a sud-ovest,portando alla graduale edificazione dell'attuale stratovulcano. Durante gli ultimi 13.000 anni,il cono ha subito rilevanti cambiamenti. L'attività eruttiva ha portato prima alla costruzione della parte sommitale dell'isola,la cima dei Vancori,e successivamente ha prodotto importanti accumuli di lava sui versanti nord-occidentali,anche a opera di bocche eruttive apertasi sui versanti del cono (Timpone del Fuoco). Durante questo stesso periodo si sono verificati almeno 3 grandi frane del versante nord-occidentale,che hanno riversato in mare enormi masse di materiale roccioso. Le frane tutte avvenute nello stesso settore,hanno dato origine alla grande depressione denominata Sciara del Fuoco,all'interno della quale si accumula attualmente la quasi totalità dei materiali eruttati dal vulcano. La Sciara del Fuoco è bordata da scoscese pareti verticali alte fino a 300 m,lungo le quali risaltano grandi muraglie rocciose verticali estese per centinaia di metri e costituite da dicchi radiali,messi a nudo dall'erosione. La depressione della Sciara del Fuoco prosegue sotto il livello del mare fino a una profondità di circa 600 m,trasformatisi gradualmente in un canyon sottomarino. Oltre alla normale attività stromboliana,si verificano eruzioni effusive ed eruzioni esplosive parossistiche. Colate laviche che raggiungono il mare vengono emesse con una media di ogni 10 anni: l'ultima si è verificata tra il 1985-86. Le eruzioni parossistiche costituiscono invece fenomeni esplosivi di energia maggiore,in grado di lanciare blocchi di roccia e frammenti di magma a distanze di alcuni chilometri,fino a raggiungere le zone abitate lungo la costa: così è avvenuto nel caso dell'eruzione del 1930,la più grande dello Stromboli,nel corso di questo secolo.

Percorso & principali attrattive

La salita alla parte sommitale del vulcano si effettua sul lato nord-orientale,percorrendo un sentiero che parte dal villaggio di Stromboli. La salita,agevole fino a una quota di 300 m,prosegue lungo un percorso piuttosto ripido,che sale lungo il bordo orientale della Sciara del Fuoco. La discesa invece si compie seguendo un comodo sentiero che corre lungo il vallone di Rina Grande e sfocia presso San Vincenzo. Il principale motivo di richiamo di Stromboli è quello di osservare da vicino l'attività dei crateri sommitali. La salita alle parti alte del vulcano (Pizzo Sopra la Fossa) può essere effettuata contattando le guide autorizzate; in casi di particolare attività,la visita alle zone crateriche può subire restrizioni. Tra le altre attrattive geologiche,la Sciara del Fuoco mostra come è fatta la depressione ad anfiteatro prodotta da eventi di frana: Strombolicchio costituisce un bell'esempio di neck vulcanico. Per una più completa conoscenza vulcanologica di Stromboli è consigliata una visita al Centro della Protezione Civile situato in paese.

Etna,Italia

Attività vulcanica prevalente: Stromboliana,colate di lava,fumarolica

Generalità: Con un diametro di base di oltre 35 km e un'altezza di 3.350 m,l'Etna è il vulcano attivo più grande d'Europa. I fianchi sono punteggiati da una miriade di coni di scorie,formatisi durante eruzioni laterali. Nella parte sommitale,vi sono 4 strutture crateriche attive,denominate Bocca Nuova,Voragine,Cratere di nord-est e Cratere di sud-est,aventi ciascuno un diametro di 200-250 m. La struttura principale del vulcano è la Valle del Bove,una depressione a forma di anfiteatro,di circa 4 km di ampiezza,situata sul versante orientale del cono e aperta verso il mare. E' probabile che essa si sia formata in seguito a una frana di enormi proporzioni che avrebbe fatto scivolare in mare una parte consistente della struttura. L'evoluzione dell'Etna è avvenuta in 3 stadi principali. Durante il primo stadio (300.000-150.000 anni fa) si sono verificate grandi eruzioni sottomarine di magmi toleitici che hanno messo in posto lave a cuscino attualmente visibili nell'area di Aci Castello. Durante il secondo stadio (150.000-80.000 anni fa) si è originato un grande vulcano a scudo con messa in posto di basalti alcalini e toleitici. Infine,nel terzo stadio sono nati diversi stratovulcani al di sopra del preesistente vulcano a scudo,formati da lave di varia composizione (basalti,alcalini,hawaiti e mugeariti). La maggior parte delle eruzioni storiche sono avvenute da fratture presenti sui fianchi del vulcano. L'eruzione del 1669 è stata particolarmente drammatica: l'11 marzo,una frattura eruttiva larga 2 m e lunga 9 km si è aperta sul fianco meridionale del vulcano,causando deboli episodi eruttivi. Nello stesso giorno,una nuova frattura si è aperta a una quota più bassa e la lava è fuoriuscita poco a nord di Nicolosi,a soli 800-850 m d'altezza,dando vita a un'attività di tipo stromboliano che ha portato alla formazione di coni di scorie dei Monti Rossi. Nei giorni successivi una colata di lava è scesa verso sud fino a raggiungere Catania,scavalcandone le mura e devastandola in gran parte prima di entrare in mare. Alla fine dell'eruzione,l'area coperta dalla lava era di circa 37 km quadrati. Dal 1669 numerose eruzioni si sono succedute,con una frequenza di oltre ogni 2 anni negli ultimi 25 anni. Normalmente l'attività dell'Etna è caratterizzata da fasi stromboliane seguite da colate di lava che si originano nelle parti alte del vulcano e si propagano per alcuni chilometri verso valle. In alcuni casi queste colate possono giungere fino ai paesi che si trovano sulle pendici del vulcano,come nel 1928,quando una di esse distrusse il paese di Mascali. Nel 1983,e ancor più efficacemente nel 1992,la Protezione Civile ha operato 2 interventi sull'Etna nel tentativo di deviare o arrestare le colate di lava che minacciavano i paesi di Nicolosi nel primo caso,e di Zafferana Etnea nel secondo. Nel dicembre 1991,due fratture si sono aperte alla base del cratere di sud-est. Una di esse si è propagata per 1.300 m,lungo il fianco sud della Valle del Bove e,dopo una breve fase di attività di fontana di lava,una colata si è formata alla quota di 2.200 m,riversando lava all'interno della depressione con un tasso medio compreso tra i 15-30 metri cubi al secondo. Ben presto è stato chiaro che la lava avrebbe potuto raggiungere la cittadina di Zafferana Etnea,9 km più a valle. All'inizio di gennaio 1992 è stato edificato un terrapieno in località Portella Calana,a una quota di circa 1.000 m,che ha contenuto il fronte lavico fino al 10 aprile,quando esso è tracimato dalla sua sommità e in pochi giorni è giunto a lambire le prime case del paese. Da quel momento sono stati effettuati una serie di interventi nella parte alta del campo lavico,allo scopo di diminuire l'alimentazione della colata e provocarne il rallentamento o l'arresto. Tali interventi sono culminati il 27 maggio,quando il canale di lava è stato deviato all'interno di un canale artificiale,a quota 2.000 m,facendone esplodere l'argine e riportando il fronte attivo della colata indietro di molti chilometri. La nuova colata compirà solo 2 km prima di fermarsi definitivamente,sancendo il successo di un operazione finora unica al mondo: la deviazione della lava da parte dell'uomo.

Percorso & principali attrattive

Dal rifugio Sapienza ( a 1.910 m) partono escursioni guidate ai crateri sommitali,raggiungibili attraverso la funivia per un primo tratto e poi a piedi (1 ora di marcia): in alternativa si può usare il pulmino fuoristrada. Le attrattive dell'Etna sono innumerevoli e tutte in assoluta bellezza e interessa scientifico e naturalistico: i crateri sommitali,la Valle del Bove,dalla quale si gode un incantevole veduta dalla sommità del vulcano,le numerosissime fratture eruttive e gli hornitos (molto belli quelli che si sono formati nel 1985 e visibili accanto alla stazione della funivia),i campi di lava dall'aspetto lunare e il numero infinito di colate dalle più svariate forme e dimensioni,i tunnel di lava fra cui la Grotta dei Lamponi e la Grotta del Gelo,entrambe visitabili,e,ai piedi del vulcano,le celebri Gole dell'Alcantara attraversate dall'omonimo torrente. L'ambiente naturale è incantevole,ricco di boschi e di specie endemiche,ed è protetto da un parco,visitabile a piedi,a cavallo o in mountain bike.

Curiosità

Crateri & Caldere

Le aree vulcaniche sono contrassegnate dalla presenza di depressioni subcircolari talvolta occupate da laghi: esse vengono comunemente chiamate crateri vulcanici. Tuttavia,un'importante distinzione tra i crateri veri e propri e le caldere viene fatta in base alla dimensione e al meccanismo di formazione di queste depressioni. I crateri hanno un diametro normalmente inferiore al chilometro e sono la diretta conseguenza dell'attività esplosiva e di eventuali allargamenti successivi per crollo ed erosione delle pareti. Le caldere sono invece grandi depressioni di forma subcircolare prodotte da fenomeni di sprofondamento connessi al crollo del tetto di camere magmatiche superficiali. Il crollo o collasso delle rocce al tetto di una camera magmatica si produce quando,a seguito di un eruzione,si verifica una repentina e rapida caduta della pressione interna,dovuta all'allontanamento di un notevole volume di magma. Molte caldere hanno al loro interno dei laghi e rappresentano luoghi di straordinario fascino paesaggistico. Esempi notevoli di caldere prodottosi in epoca storica o preistorica sono quella del Crater Lake in Oregon,quella di Santorini nell'Egeo e quella dei Campi Flegrei nei pressi di Napoli. Un esempio molto particolare di caldera è quella di Katmai in Alaska,prodotta dall'eruzione del vulcano Novarupta a seguito della quale si depositò l'ignimbrite della Valle dei Diecimila Fumi. In questo caso,il magma,immagazzinato nella camera magmatica sotto il monte Katmai,venne eruttato da una bocca situata a 8 km di distanza. Il parziale svuotamento della camera determinò a un certo momento l'inghiottimento della parte sommitale del Katmai,formando una depressione subcircolare profonda fino a 1.000 m e con diametro di 4.8 km. La grande maggioranza delle caldere è prodotta da eruzioni esplosive che coinvolgono un grande volume di materiale. La sequenza dei fenomeni è riassumibile in 3 stadi fondamentali: formazione di una colonna pliniana eruttata da una sola bocca,inizio di collasso del tetto della camera magmatica con l'apertura di più bocche eruttive,e infine collasso e formazione della caldera. Vale la pena di sottolineare che il secondo stadio è quello dove si ha la massima velocità di estrazione di magma dalla camera e dove si producono colate piroclastiche di grande estensione (ignimbriti). Il collasso di una caldera può verificarsi in 2 modi: a pistone e caotico. I collassi a pistone si formano in seguito all'abbassamento di un unico blocco roccioso di forma cilindrica; appare probabile che in questo caso l'affondamento del blocco sia graduale e accompagni per un certo tempo i fenomeni eruttivi. I collassi caotici sono invece quelli che si producono in seguito allo smembramento in blocchi delle rocce che formano il tetto della camera magmatica e all'affondamento disordinato degli stessi blocchi. Dopo la loro formazione,le depressioni calderiche possono essere sede di ulteriore attività vulcanica. L'accumulo dei materiali eruttivi nell'attività successiva alla formazione di una caldera può portare al parziale o totale riempimento della caldera stessa fino,in alcuni casi,a non renderla più individuabile. Un esempio di caldera quasi completamente riempita da nuovi prodotti vulcanici è quella dei Campi Flegrei,formatasi in seguito alle eruzioni del Tufo Grigio Campano (36.000 anni fa) e dal Tufo Giallo Napoletano (14.000 anni fa). Alcune caldere sono soggette a un fenomeno particolare chiamato risorgenza,che consiste nel sollevamento del fondo calderico,spinto verso l'alto da nuovo magma,proveniente dal profondo,che va a ricaricare la camera magmatica. Uno dei migliori esempi mondiali di caldera risorgente è il Monte Epomeo dell'isola di Ischia,costituito da una massa di tufo deposto all'interno di una caldera formatasi circa 55.000 anni fa e successivamente risollevato di oltre 800 metri.

Neck vulcanici

Lo smantellamento degli edifici vulcanici a opera degli agenti erosivi produce la formazioni di peculiari strutture. In generale,l'erosione comporta l'allontanamento dei materiali incoerenti,mentre la lava di cui sono costituiti duomi e dicchi è più resistente e tende quindi dopo un certo tempo a sporgere dal paesaggio circostante formando rilievi con fianchi molto ripidi. Con il termine di neck si indicano torri di lava originariamente solidificata all'interno di antichi camini vulcanici e messe a nudo dall'erosione. Esempi notevoli sono quelli di Le Puy in Alvernia (Francia),formatosi due milioni di anni fa e la Devil Tower nello stato del Wyoming (USA). Lo scoglio di Strombolicchio,situato a nord-est dell'isola di Stromboli (Eolie),costituisce anch'esso un bell'esempio di neck vulcanico.

Ignimbrite

L'ignimbrite è una roccia compatta quanto una lava e dotata di una particolare struttura,in cui spiccano elementi scuri a forma di lente (fiamme ),immersi in una pasta di fondo più chiara. Le fiamme rappresentano quello che resta delle originarie pomici che,quando si trovano ancora allo stato plastico,sono state schiacciate dalla pressione del materiale soprastante. Le ignimbriti,dette anche flow tuff,costituiscono una particolare categoria di depositi di colata piroclastica,depositatesi su grandi aree e prodotte da eruzioni che hanno riversato in breve tempo e in forma esplosiva volumi di magma di decine,centinaia e qualche volta migliaia di metri cubi. In generale,le eruzioni di volume minore producono colate piroclastiche controllate nel loro movimento dalla topografia con depositi che,alla fine,si concentrano nelle valli. Le grandi eruzioni esplosive danno invece origine a colate piroclastiche che si muovono ad altissima velocità e si propagano ad anello intorno alla bocca eruttiva risentendo molto poco dei condizionamenti topografici e riuscendo a superare dislivelli di oltre 1.000 m a distanza dal vulcano di decine di chilometri. Alla fine,il deposito di ignimbrite prodotto si trova principalmente annidato all'interno delle vallate,ma occupa anche aree situate sui rilievi. Affinché le fiamme si possano formare è necessario che all'atto dell'arresto il deposito si trovi ancora ad alta temperatura. Molti depositi di ignimbrite possiedono la struttura a fiamme nella zona più prossima al centro eruttivo,mentre sono costituiti da normali pomici e cenere nelle zone più distanti. I grandi depositi di tufo delle province vulcaniche del Lazio e della Campania,intorno ai laghi di Bolsena,Vico,Bracciano e ai Campi Flegrei costituiscono esempi notevoli di depositi regionali di ignimbrite,prodotti da eruzioni avvenute durante gli ultimi 500.000 anni.

L'assetto geodinamico della Terra

La superficie terrestre non è sempre stata come la vediamo noi oggi. Nel corso delle ere geologiche,i continenti si sono spostati dalle loro posizioni originarie dando origine a nuovi oceani e chiudendone altri più antichi,mentre imponenti catene montuose sorgevano lungo i margini dei continenti,sollevando i fondali oceanici per migliaia di metri sul livello del mare. La teoria nota come tettonica delle placche fornisce una spiegazione razionale a tali movimenti e costituisce una delle grandi sintesi scientifiche del secolo. Secondo questa teoria,la superficie terrestre è costituita da un mosaico le cui tessere,vale a dire le placche terrestri,sono in continuo movimento sotto la spinta di forze che si originano all'interno della Terra. Poiché ciascuna placca si muove indipendentemente dalle altre,ne deriva che in alcune regioni della Terra si verificano tra esse collisioni o allontanamenti o scorrimenti laterali. Lungo i margini di placca si concentra la maggior parte dell'attività geologica del pianeta e si trova la maggioranza dei vulcani attivi. In base alle condizioni geodinamiche che ne condizionano la morfologia e l'attività,è possibile classificare i vulcani secondo il seguente schema semplificato:

a) vulcani di arco insulare (come i vulcani di Alaska,Giappone e Indonesia);

b) vulcani di punto caldo (come i vulcani delle Hawaii);

c) vulcani di dorsale oceanica (come i vulcani islandesi);

d) vulcani di margine continentale (come i vulcani del Nord America e delle Ande);

e) vulcani di rift continentale (come i vulcani dell'Africa orientale);

I vulcani di dorsale oceanica e di rift continentale si trovano in corrispondenza di margini di placca costruttivi: ovvero stanno in regioni della superficie terrestre dove viene prodotta nuova litosfera. I vulcani di arco insulare e di margine continentale si trovano invece in corrispondenza di margini di placca distruttivi: ovvero stanno in regioni dove la litosfera viene distrutta e inglobata all'interno del mantello terrestre. Infine,i vulcani di punto caldo si trovano lontani da margini di placca: per questa ragione sono anche noti con il termine di “vulcani intraplacca”. La tabella riporta i tassi globali di produzione di magma negli ambienti vulcanici costruttivi,distruttivi,e intraplacca,discriminando tra rocce vulcaniche,e cioè prodotte da magma che arriva in superficie attraverso le eruzioni,e rocce intrusive,vale a dire prodotte da magma che solidifica all'interno della crosta terrestre e non viene quindi eruttato in superficie. Come emerge dalla tabella,la maggior parte del magma che raggiunge la crosta terrestre viene prodotto in corrispondenza di margini costruttivi di placca e non viene eruttato sulla superficie terrestre ma solidifica sotto forma di rocce plutoniche. Il tasso totale di produzione di magma si aggira tra i 25/35 km cubi per anno. Questo significa che ogni 100 anni un volume di nuova crosta terrestre pari a quello di un cubo di circa 6.5 km di lato viene prodotto dai processi magmatici.

Tasso di produzione (km3 per anno)

Ambiente Rocce vulcaniche Rocce intrusive

Margini costruttivi 3 18

Margini distruttivi 0.4-0.6 2.5-8

Intraplacca 0.3-0.5 1.6-3.5

Totale 3.7-4.1 22.1-29.5

Vulcani di dorsale oceanica

I fondali oceanici sono solcati da un profondo sistema di fratture,continuo per circa 75.000 km,dal quale fuoriesce lava di composizione basaltica . In corrispondenza di queste fratture si trova il sistema di dorsali oceaniche. Tali fratture marcano margini divergenti di placca,ovvero zone dove placche diverse si allontanano l'una dall'altra. Il magma proveniente dalle rocce parzialmente fuse del mantello superiore ( astenosfera ) risale nelle fratture e viene eruttato sul fondale oceanico,sui due lati delle fratture stesse. A contatto con l'acqua la lava raffredda rapidamente,formando particolari strutture denominate pillow lavas (lave a cuscino). Parte del magma che risale non raggiunge il fondo oceanico,ma solidifica all'interno formando rocce intrusive di composizione basaltica denominate gabbri. In questo modo nuova roccia vulcanica viene continuamente aggiunta ai due lati della dorsale,mentre le placche oceaniche a destra e a sinistra della dorsale stessa si espandono. A mano a mano che nuova roccia viene aggiunta,le rocce messe precedentemente in posto si allontanano dalla dorsale e a contatto con l'acqua oceanica si alterano. Nel frattempo,sedimenti oceanici impregnati d'acqua si accumulano al di sopra della roccia vulcanica,formando pile di decine o centinaia di metri di spessore. L'accumulo di lava sui fianchi della dorsale crea un rilievo,che in alcuni punti emerge in superficie. Il caso più significativo di emersione di dorsale oceanica è l'Islanda,i cui numerosi vulcani costituiscono altrettanti punti di attività della dorsale stessa.

Vulcani di rift continentale

Lo stadio iniziale di apertura di un nuovo oceano è marcato dalla risalita delle rocce che costituiscono il mantello terrestre. Le spinte che determinano tale risalita si trasmettono alle rocce della crosta sotto forma di forze distensive che ne determinano un assottigliamento e ne provocano lo sprofondamento in corrispondenza della zona di risalita. Si origina così un rift continentale,rappresentato da una depressione,estesa per centinaia o migliaia di chilometri,lungo la quale numerosi centri vulcanici possono formarsi in seguito alla risalita di magma dal mantello lungo le fratture della crosta. L'attività vulcanica è sia esplosiva sia effusiva e sono presenti sia stratovulcani sia vulcani a scudo. Se la regione del rift è sufficientemente depressa,si possono verificare episodi di ingressione marina con vulcanismo sottomarino. Infine,quando il processo si trova a uno stadio avanzato,assume la configurazione di una dorsale oceanica e la regione di rift si trasforma in un vero e proprio oceano. L'esempio più celebre è dato dalla Rift Valley dell'Africa Orientale,l'immenso sistema di fratture che dalla Valle del Giordano in Medio Oriente e attraverso il Mar Rosso si propaga fino al Mozambico per una lunghezza di circa 6.500 km. In queste regione,un nuovo oceano è in via di formazione e,nell'arco di alcuni milioni di anni,la regione a est della Rift Valley sarà separata dal resto dell'Africa,esattamente come è avvenuto per il Sudamerica,che prima di 130 milioni di anni fa,era unito al continente africano.