FORMAZIONE DI UNA ROCCIA SEDIMENTARIA
La formazione di una roccia sedimentaria può essere suddivisa in quattro fasi, che rappresentano il "ciclo sedimentario".
- I fase: alterazione delle rocce preesistenti sulla superficie terrestre con formazione di detriti solidi e di sostanze in soluzione.
- II fase: trasporto del materiale detritico e di quello in soluzione ad opera dei fiumi, dei venti, dei ghiacciai, ecc.
- III fase: deposizione (sedimentazione) del materiale in ambienti diversi (continentale, marino, ecc.). La sedimentazione avviene per strati successivi.
- IV fase: formazione della roccia (litificazione dei sedimenti) dovuta alla pressione esercitata da altri sedimenti che si accumulano via via sopra di essi. I processi nel loro insieme prendono il nome di diagenesi (processi diagenetici).
Tutte le rocce sedimentarie hanno un corrispondente nei sedimenti attuali non litificati.

I FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO
Quando una qualsiasi roccia entra in contatto con l'atmosfera iniziano i processi di alterazione. Tali processi possono essere di tipo fisico, chimico e biologico.
I processi fisici causano la disintegrazione della roccia senza però modificarne la composizione chimica e mineralogica (es.: temperatura, erosione ghiacciai, abrasione vento).
I processi chimici portano a cambiamenti nella composizione della roccia e nelle sue proprietà con perdita dei caratteri originari (es.: carsismo, piogge acide).
I processi biologici hanno una notevole influenza sull'alterazione favorendo sia i fenomeni fisici che i fenomeni chimici (es.: licheni, muschi, alghe).
Si tenga presente che i tre processi agiscono quasi sempre contemporaneamente, soprattutto nei climi umidi come quello dell'Italia settentrionale.
Come conseguenza dell'alterazione si formano: i detriti, costituiti da minerali primari residui (cioè i costituenti originali della roccia) e da minerali secondari (minerali argillosi a granulometria molto fine) derivati dai primari in seguito a processi chimici, ed il materiale in soluzione (ioni alcalini, alcalino-terrosi, ecc.).

II FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO
Il trasporto del materiale detritico avviene per gravità (frane, colate, ecc.) o ad opera delle acque continentali (fiumi), delle correnti marine, deighiacciai, del vento. Il trasporto del materiale in soluzione avviene ad opera delle acque.
L'azione di trasporto produce un arrontondamento degli spigoli negli elementi detritici (clasti), una classazione del materiale (suddivisione in base all'omogeneità delle dimensioni), una orientazione preferenziale (in presenza di clasti in forma allungata). La durata del trasporto influisce sulla forma degli elementi detritici (sempre più sferica o a contorni arrotondati man mano che ci si allontana dal luogo di origine), sulle dimensioni (sempre minori), sulla composizione mineralogica (maturità: un sedimento è considerato maturo quando contiene solo minerali stabili, resistenti cioè all'alterazione come il quarzo, ed ha quindi subìto un lungo trasporto).
Quando l'alterazione avviene in posto, senza cioè trasporto dei materiali, si ha la formazione di un suolo.

III FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO
La sedimentazione può essere meccanica, chimica, biochimica.
La sedimentazione meccanica riguarda il materiale detritico e si differenzia in base all'ambiente in cui avviene (marino, fluviale, glaciale, ecc.); essa è legata alla perdita della capacità di trasporto del mezzo (acqua, vento, ghiaccio) per diminuzione di energia (ad esempio all'ingresso di un fiume nel mare, la corrente subisce una brusca diminuzione di velocità che favorisce la sedimentazione dei detriti trasportati - delta del Po).
La sedimentazione chimica riguarda il materiale trasportato in soluzione per variazioni intervenute nel mezzo (aumento di temperatura, assenza di moto, ecc.).
La sedimentazione biochimica riguarda ancora il materiale trasportato in soluzione (ad esempio il carbonato di calcio) che può essere fissato da organismi acquatici (molluschi, brachiopodi, coralli, foraminiferi) per la formazione del proprio guscio. I gusci, dopo la morte degli animali, si depositano e si accumulano nei bacini sedimentari.
Caratteristica della sedimentazione è la disposizione dei materiali in strati successivi, ciascuno riconducibile ad un singolo episodio sedimentario. Le differenze composizionali e/o strutturali tra gli strati dipendono dalla variazione nella composizione del materiale trasportato, dalla variazione della velocità di sedimentazione, ecc.

IV FASE DEL PROCESSO SEDIMENTARIO
Immediatamente dopo la sedimentazione ha inizio la diagenesi, cioè quell'insieme di processi chimici e fisici che portano alla formazione della vera e propria roccia (litificazione) implicando mutamenti di composizione e di tessitura. La temperatura che si può raggiungere durante la diagenesi è inferiore ai 200°C (a temperature superiori si parla già di metamorfismo).
I processi diagenetici si distinguono, in ordine cronologico, in processi iniziali e processi tardivi. I processi iniziali hanno luogo dal momento della sedimentazione fino a un modesto seppellimento, in questa fase può essere molto intensa l'azione batterica; i processi tardivi hanno luogo durante un seppellimento più profondo. La durata complessiva dei processi diagenetici è pari ad alcune decine di milioni di anni.
Si distinguono diversi processi nel corso della diagenesi. La compattazione è dovuta al peso dei sedimenti sovrastanti, provoca la fuoriuscita delle acque interstiziali e l'avvicinamento dei singoli grani. La ricristallizzazione coinvolge alcuni minerali instabili presenti nel sedimento. La dissoluzione e la sostituzione interessano alcuni minerali che possono disciogliersi o essere rimpiazzati da altri minerali; è questo un processo molto importante nella formazione di rocce di precipitazione chimica (trasformazione della calcite in dolomite - dolomitizzazione). La precipitazione di nuovi minerali nello spazio fra i grani del sedimento è detta autigenesi; se la precipitazione è abbondante si ottiene la cementazione del sedimento stesso.

CLASSIFICAZIONE

Si distinguono due gruppi: le rocce detritiche e le rocce di precipitazione chimica e biochimica. La differenza è basata sui diversi modi di trasporto e di sedimentazione dei materiali.
Le rocce detritiche o clastiche derivano dal materiale trasportato in forma solida; le rocce di precipitazione chimica e biochimica derivano dal materiale trasportato in soluzione.
La suddivisione non è naturalmente netta e sussistono termini intermedi o di origine non univoca.

- I conglomerati rappresentano il termine più grossolano; le dimensioni dei singoli elementi detritici (clasti) vanno da un minimo di 2 mm ad un massimo di 256 mm (scala di Wentworth). Corrispondono alle attuali ghiaie.
I processi diagenetici principali sono la compattazione, la precipitazione di minerali che porta alla cementazione del sedimento (cementi calcitici o cementi silicei) e la dissoluzione sotto pressione.
La composizione mineralogica può essere molto varia rispecchiando naturalmente quella del bacino di provenienza del materiale.
Con il termine breccia si fa riferimento a quei conglomerati i cui clasti non hanno subìto trasporto ed hanno mantenuto quindi gli spigoli vivi; esse hanno origine da crolli e frane.
I conglomerati sono diffusi in tutto l'Appennino.

- Le arenarie rappresentano il termine intermedio; le dimensioni dei clasti sono comprese fra 2 e 0,062 mm. Corrispondono alle attuali sabbie.
I processi diagenetici sono gli stessi descritti a proposito dei conglomerati.
I principali componenti delle arenarie sono: quarzo, ortoclasio, fillosilicati. 
Quando predomina la calcite (clasti calcarei) si ha la cosiddetta "calcarenite", roccia che viene classificata fra i calcari (esempio: pietre di Viggiù e Saltrio).
Utilizzando un diagramma triangolare con ai vertici quarzo, ortoclasio e fillosilicati, avremo la suddivisione in areniti, arcose e grovacche (figura 11).

Figura 11 - Suddivisione delle arenarie

Arenite: assoluta prevalenza di quarzo (circa 90%), cemento siliceo, clasti ben arrotondati (hanno subìto un lungo trasporto) e con buona sfericità. Si tratta di sedimenti maturi con buona classazione. Il colore è generalmente biancastro.
Sono frequenti nelle serie sedimentarie più antiche (era Paleozoica); in Italia sono presenti in Piemonte sottoforma di quarziti (areniti metamorfosate).
Arcose: elevata percentuale di ortoclasio; i clasti sono immersi in una matrice fine con cemento costituito dagli stessi minerali. Bassa maturità e media classazione. Il colore è rossastro.
Sono frequenti nelle serie sedimentarie (periodo terziario) della Svizzera (molassa).
Grovacca: elevata percentuale di matrice fine argillosa con cemento calcareo; composizione mineralogica variabile con numerosi frammenti di rocce. Scarsa maturità e classazione; clasti angolosi (hanno subìto breve trasporto) e con bassa sfericità. Il colore è grigio scuro.
In Italia sono diffuse nell'Appennino e in Lombardia (periodo Cretacico).

- Le argille rappresentano il termine più fine; le dimensioni dei clasti sono al di sotto di 0,062 mm. Corrispondono agli attuali fanghi detritici.
Il processo diagenetico principale è la compattazione: la porosità dei fanghi argillosi prima del seppellimento è assai elevata (70-90% in volume); sotto un carico di mille metri, la porosità si riduce al 30%. Oltre a questo processo meccanico di compattazione sono importanti i processi di natura chimica che consistono in adsorbimenti e scambi ionici.
Le argille sono costituite quasi esclusivamente da fillosilicati (minerali argillosi o minerali delle argille) prodotti dall'alterazione di altri minerali silicati e assumono una tessitura parallela alla stratificazione (orientazione preferenziale dei minerali). Altri componenti sono quarzo, ortoclasio e miche, presenti però solo nella frazione più grossolana.
I minerali argillosi hanno dimensioni estremamente ridotte (qualche millesimo di millimetro); i principali sono: montmorillonite, illite, caolinite.
Sono trasportati in sospensione nelle acque e, viste le loro dimensioni, la sedimentazione è favorita dal fenomeno della flocculazione per cui, in determinate condizioni chimico-fisiche delle acque, si formano dei grumi (micelle) che sedimentano più facilmente delle singole particelle.
Tra le argille si distinguono quelle residuali (rimaste cioè sul luogo di formazione) e quelle trasportate; queste si differenziano a seconda dell'ambiente di deposizione.
Tra le argille residuali è importante il "ferretto" delle Prealpi lombarde, derivato dall'alterazione di depositi glaciali.
Le argille trasportate sono diffuse in tutto l'Appennino.
Le argille non possono essere impiegate come materiale da costruzione, ma impastate con acqua e poi essiccate al sole o in fornace costituiscono i laterizi e le terrecotte.

- I tufi rappresentano un gruppo a parte rispetto alle appena descritte rocce detritiche. Essi sono considerati rocce sedimentarie poiché subiscono il processo di messa in posto e successivamente tutti i processi diagenetici che portano alla litificazione; ciò che li differenzia è la loro origine legata alle eruzioni vulcaniche esplosive. Questo tipo di eruzioni vulcaniche è accompagnato da emissioni di gas che conferiscono loro il carattere esplosivo. Il prodotto di tali eruzioni viene denominato tephra. Questo termine include tutti i materiali lavici lanciati in aria e in parte solidificati come frammenti di varie dimensioni: blocchi (dimensioni superiori a 64 mm), lapilli (da 64 a 2 mm) e ceneri (inferiori a 2 mm). Questi frammenti, smistandosi nel tragitto aereo, formano depositi di aspetto stratificato in modo regolare. Quando prevalgono i blocchi, si parla di brecciole; quando prevalgono i lapilli si parla di tufi; quando prevalgono le ceneri si parla di cineriti.
Interessanti, dal nostro punto di vista, perché impiegati nell'edilizia, sono i tufi laziali (peperino laziale) e campani e la pozzolana . I primi, di colore grigio, giallo, bruno punteggiato di nero, sono molto diffusi nell'edilizia romana e napoletana. Il secondo, una cinerite trachitica incoerente dei Campi Flegrei, è utilizzato nella preparazione di malte idrauliche.

CLASSIFICAZIONE DI CALCARI E DOLOMIE
Esistono tre sistemi di classificazione. Il primo, più semplice, è basato sulla granulometria e copmrende: calcirudite (dimensione dei grani superiore a 2 mm), calcarenite (fra 2 mm e 0,062 mm) e calcilutite (inferiore a 0,062 mm).
Per superare le imprecisioni di un sistema basato su caratteri macroscopici, sono state proposte le classificazioni di Folk (1962) e di Dunham (1962).

CLASSIFICAZIONE DI FOLK. In un calcare o in una dolomia, Folk distingue, su basi composizionali, gli ortochimici (prodotti di precipitazione chimica che non hanno subìto trasporto) e gliallochimici (frammenti di composizione calcitica che hanno subìto trasporto).
Tra i componenti ortochimici si distingue la calcite (fango) microcristallina (1-5 micrometri) e la calcite spatica (10 micrometri). In un calcare o in una dolomia essi costituiscono la massa di fondo o matrice.
Tra gli allochimici si distinguono: gli intraclasti (frammenti irregolari), le ooliti (corpuscoli tondeggianti a struttura concentrica originati da deposizione di veli calcitici intorno ad un nucleo detritico; il deposito di veli di calcite avviene per rotolamento del nucleo in un fango calcareo di precipitazione chimica in mari con acque basse e calde), i fossili (parti di gusci o gusci interi di organismi), i pellets (frammenti di forma elissoidale). In un calcare o in una dolomia essi sono immersi nella matrice.
In generale, calcari e dolomie sono costituiti da ortochimici e da allochimici, ma esistono rocce costituite solo dai componenti ortochimici.
Sulla base della natura degli ortochimici la classificazione comprende due serie ognuna delle quali è a sua volta suddivisa in quattro tipi a seconda dei diversi allochimici presenti (indicati con un prefisso di poche lettere: intra=intraclasto, oo=oolite, bio=fossile, pel=pellet).
In presenza di calcite microcristallina (identificate dal suffisso "micrite") si distinguono: intramicrite, oomicrite (rara), biomicrite e pelmicrite. Testimoniano un ambiente con moto medio o intermittente delle acque.
In presenza di calcite spatica (identificate dal suffisso "sparite") si distinguono: intrasparite, oosparite, biosparite e pelsparite. Testimoniano un ambiente con forte moto delle acque.
Le rocce con sola calcite microcristallina sono dette micriti. Testimoniano un ambiente privo di moto e di apporti esterni.
Termini più complessi sono intrabiomicrite, oopelsparite, intraoomicrite.
Le rocce calcaree composte solo da resti fossili sono dette biolititi.

CLASSIFICAZIONE DI DUNHAM. Dunham distingue, su basi strutturali, quattro tipi diversi di calcari: grainstone, caratterizzati da assenza di matrice (l'equivalente di bio-oosparite);packstone, i cui grani sono in contatto fra loro e la matrice è micritica (l'equivalente di biomicrite); wackestone, i cui grani galleggiano in una matrice micritica (l'equivalente di biomicrite);mudstone, dove predomina la matrice micritica.
In Italia i calcari e le dolomie sono molto diffusi. Tutte le Prealpi sono costituite da formazioni calcaree o dolomitiche; le prime sono riferite ai periodi Giurassico e Cretacico, le seconde al Triassico.

- Un cenno a parte meritano i travertini e gli alabastri. I primi si sono formati in ambiente fluviale da acque ricche di carbonato di calcio, racchiudono spesso resti vegetali e sono ricchi di cavità. I secondi derivano dalla precipitazione di carbonato di calcio in ambienti sotterranei molto tranquilli (grotte) ed hanno struttura zonata. Travertini (travertino deriva dal nome con cui gli antichi romani indicavano la pietra che cavavano a Tivoli: lapis tiburtinus) sono diffusi in Toscana e nel Lazio, mentre gli alabastri sono presenti nel Carso.

- Le evaporiti sono rocce formatesi in seguito alla precipitazione chimica del solfato di calcio, del cloruro di sodio e di altri sali di minore importanza, in bacini lagunari con climi caldi e aridi.
In campo architettonico hanno grande importanza i depositi di solfato di calcio (gesso e anidrite); altri usi hanno invece i depositi di cloruro di sodio (salgemma).
Il gesso (solfato di calcio biidrato) si presenta in formazioni ben stratificate con intercalazioni di argille, spesso con cristalli grossolani (selenite).
In Lombardia gessi ed anidridi sono presenti nelle formazioni triassiche della val Camonica e della val Trompia; in Italia è caratteristica la formazione "gessoso-solfifera" (del periodo terziario) che affiora nell'Appennino emiliano-romagnolo ed in Sicilia.
L'impiego del gesso come pietra da costruzione è limitato all'Emilia ed alla Sicilia, mentre l'impiego come legante nelle malte e negli stucchi è molto diffuso. In quest'ultimo caso il gesso viene macinato e cotto a temperatura di circa 160 °C e poi mescolato con acqua in determinate proporzioni dando luogo al fenomeno della "presa".
L'anidrite (solfato di calcio anidro) è presente in lenti nelle formazioni del periodo triassico della Lombardia; tipico il colore grigiastro molto simile a quello del marmo "bardiglio". L'anidrite tende a trasformarsi in gesso non appena entra in contatto con l'acqua o con l'umidità atmosferica. Ha avuto limitato impiego nel rivestimento di interni.

http://terremoti.ingv.it/it/

In the News

A new study recently published in JID shows that Sciton BroadBand Light treatments can change the expression of genes associated with the aging process to more closely resemble young skin. 

Il Foreland Basin System è definito come “una regione allungata con elevato potenziale di accomodamento di sedimenti, ubicata tra un orogene in fase di costruzione ed un’area cratonica indeformata,formatasi in risposta a meccanismi geodinamici legati alla formazione delle catene montuose ed ai sistemi di subduzione ad esse associate”.

Una delle principali differenze rispetto al concetto classico di bacino di foreland (Jordan, 1995) è che il foreland basin system tiene conto delle aree di sedimentazione poste oltre (fino a centinaia di chilometri) la zona di massima subsidenza (generalmente corrispondente alla parte assiale dell’avanfossa s.s.). Considerando queste aree di accumulo come parte del bacino di foreland la classica geometria a cuneo ispessito verso il fronte della catena, modellizzata per il riempimento sedimentario di un’avanfossa classica, viene sostituita da un cuneo sedimentario che si restringe sia in direzione dell’orogene tanto quanto in direzione del cratone indeformato.

Utilizzando il modello di FBS è possibile considerare parte del bacino di foreland anche aree deposizionali che altrimenti verrebbero escluse  (es. i bacini posti sull’orogene o i bacini post oltre il rialzo periferico) e che invece giocano un ruolo importante nell’interpretazione dell’evoluzione del sistema catena-avanfossa.

In un FBS è possibile distinguere quattro zone deposizionali “depozones”; l’appartenenza di un roccia e/o successione sedimentaria ad una di queste zone deposizionali dipende dalla originaria posizione in cui è avvenuta la sedimentazione. Una particella conserva la firma sedimentaria della zona deposizionale in cui è stata deposta, ma può essere incorporata in un’altra zona deposizionale in risposta alla migrazione del cuneo orogenetico (Fig. 183g).

Muovendosi dall’interno verso l’esterno attraverso un FBS, è possibile distinguere:

- zona deposizionale ubicata sopra il cuneo orogenetico (wedge-top depozone): costituita dall’insieme dei sedimenti accumulati sul dorso della porzione frontale del cuneo orogenetico. Questa zona include bacini di piggyback e/o thrust-top(Ori & Friend, 1984), “satellite” (Ricci Lucchi, 1986), wedge-top (Mutti et al., 2003), riempimenti di larghi canyon distributori nelle zone interne del edificio tettonico (Vincent & Elliot, 1995; Coney et al., 1995), depositi associati a localibackthrust o a sovrascorrimenti fuori sequenza (Burbank et al., 1992; De Celles, 1994) e depositi appartenenti a sistemi di drenaggio regionali antecedenti alle più recenti strutture ed alla topografia rinvenibili verso il bacino (Schmitt & Steidtmann, 1990). In ambiente subaereo la wedge-top depozone ospita la porzione più grossolana dei depositi del bacino di foreland. E’ caratterizzata in particolare da litofacies alluvionali, fluviali o lacustri; in ambiente subacqueo i depositi di wedge-top sono rappresentati da sedimenti di mare sottile di piattaforma continentale. La composizione dei sedimenti che si accumulano all’interno della wedge-top depozone riflette tipicamente le rocce erose a causa del sollevamento delle unità tettoniche.

L’accumulo dei sedimenti all’interno di questa zona deposizionale è il risultato netto della competizione tra subsidenza da carico regionale e sollevamento regionale e locale del cuneo orogenetico dovuto per ispessimento crostale o reboundisostatico. In aggiunta l’accumulo locale di depositi può essere indotto dal sollevamento locale di strutture tettoniche.

Altri caratteri distintivi dei depositi di wedge-top sono: la presenza diffusa di unconformities locali e regionali, l’immaturità tessiturale e composizionale dei sedimenti e la presenza di geometrie di crescita (Beaumont, 1981; Jordan, 1981; Peper et al., 1995). L’inclusione della wedge-top depozone nella definizione di FBS richiede la costruzione di un modello stratigrafico caratterizzato da un prisma sedimentario che si assottiglia  (in sezione trasversale) sia verso l’esterno che verso l’interno del sistema, piuttosto che il tipico cuneo sedimentario asimmetrico.

- la zona deposizionale di avanfossa s.s. (foredeep depozone): è rappresentata dall’insieme dei sedimenti accumulati nella porzione frontale del cuneo orogenetico. Questa zona deposizionale è occupata da un cuneo di sedimenti (spesso tra 2 e 8 Km) che si accumulano in condizioni sub-aeree (sistemi fluviali ed alluvionali) e sub-acquee da relativamente di mare basso (sedimenti deltizi o di piattaforma) fino a condizioni di mare relativamente profondo (sedimenti torbiditici).

- la zona deposizionale posta davanti al rialzo periferico (forebulge depozone): occupa una zona spesso caratterizzata da inarcamento di tipo flessurale, che si verificano lungo il margine esterno del bacino di avanfossa. Per questi motivi questo settore è considerato generalmente una zona di non deposizione o di erosione, caratterizzata da numerose superfici di discordanza e discontinuità. La migrazione nel tempo di queste ultime può essere utilizzata per tracciare la posizione del forebulge durante l’evoluzione del sistema orogenetico (Bosellini, 1989; Fleming & Jordan, 1990; Plint et al., 1993).

- la zona deposizionale posta sul retro del rialzo periferico (backbulge depozone): è rappresentata dall’insieme dei sedimenti accumulati tra il forebulge ed il cratone indeformato. In condizioni subacquee i sedimenti che si depongono in questa zona sono  generalmente di mare basso.

The Foreland Basin System is defined as "a region elongated with high potential for settlement of sediment, located between a orogen under construction and an area cratonic undeformed, formed in response to geodynamic mechanisms related to the formation of the mountain ranges and systems subduction associated with them. "

One of the main differences from the classical concept of the foreland basin (Jordan, 1995) is that the foreland basin system takes account of the deposition areas located beyond (up to hundreds of kilometers) the zone of maximum subsidence (generally corresponding to the axial part of the 'foredeep ss). Considering these areas of accumulation as part of the pelvis of the foreland classical geometry wedge thickened towards the front of the chain, modeled for filling sedimentary un'avanfossa classical, is replaced by a sedimentary wedge that narrows in both direction so orogen As in the direction of the undeformed craton.

Using the model of FBS can be considered part of the basin of foreland also depositional areas that would otherwise be excluded (eg. basins places sull'orogene ponds or post over the upward peripheral) and that instead they play an important role in the interpretation of the evolution chain-foredeep system.

In a FBS is possible to distinguish four zones depositional "depozones"; membership of a rock and / or sedimentary sequence to one of these zones depends on the original depositional position in which the products sedimentation. A particle retains the signature of the sedimentary depositional zone in which it was deposited, but can be incorporated into another zone depositional in response to the migration of the wedge orogenic (Fig. 183g).

Moving from inside outwards through a FBS, it is possible to distinguish:

- Depositional area located above the orogenic wedge (wedge-top depozone): refers to the totality of the sediments accumulated on the backs of the front portion of the orogenic wedge. This area includes piggyback basins and / or thrust-top (Ori & Friend, 1984), "satellite" (Ricci Lucchi, 1986), wedge-top (Mutti et al., 2003), fills the wide canyon distributors in inland areas the building tectonic (Vincent & Elliot, 1995; Coney et al., 1995), deposits associated with local backthrust or thrust out of sequence (Burbank et al., 1992; De Celles, 1994) and stores belonging to regional drainage systems prior to more recent structures and topography be found towards the basin (Schmitt & Steidtmann, 1990). In subaerial the wedge-top depozone hosts the coarser portion of the deposits of the foreland basin. E 'characterized in particular by lithofacies alluvial, river or lake, under water wedge-top deposits are represented by thin-sea sediments of the continental shelf. The composition of the sediments that accumulate inside the wedge-top depozone typically reflects the rocks eroded due to the lifting of the tectonic units.

The accumulation of sediments within this depositional area is the net result of the competition between regional subsidence cargo lifting and regional and local orogenic wedge due to crustal thickening or isostatic rebound. In addition the local accumulation of deposits can be induced by local lifting of tectonic structures.

Other distinctive features of the wedge-top deposits are: the widespread presence of local and regional unconformities, the textural and compositional immaturity of the sediments and the presence of geometric growth (Beaumont, 1981; Jordan, 1981; Peper et al., 1995 ). The inclusion of the wedge-top depozone in the definition of FBS requires the construction of a stratigraphic model characterized by a prism sedimentary that tapers (in cross section) both towards the outside and towards the inside of the system, rather than the typical wedge sedimentary asymmetric.

- The area depositional foredeep S.S. (Foredeep depozone) represents the sum of the accumulated sediment in the front portion of the orogenic wedge. This depositional zone is occupied by a wedge of sediments (often between 2 and 8 Km) that accumulate in conditions sub-aerial (river systems and alluvial) and sub-watery from relatively shallow water (deltaic sediments or platform) up to sea ​​conditions, relatively deep (turbidite sediments).

- The area depositional placed in front upward peripheral (forebulge depozone): occupies an area often characterized by arching of flexural type, which occur along the outer margin of the basin foredeep. For these reasons, this area is generally considered to be a zone of deposition or erosion, characterized by numerous areas of discrepancy and discontinuity. The migration over time of the latter can be used to track the position of the forebulge during the evolution of the system orogenic (Bosellini, 1989; Fleming & Jordan, 1990; Plint et al., 1993).

- The depositional area on the back of rising peripheral (backbulge depozone) represents the sum of sediment accumulated between the forebulge and craton undeformed. Diving conditions in the sediments that are deposited in this area are generally shallow water.

Le système Foreland bassin est défini comme «une région allongée avec un fort potentiel pour le règlement des sédiments, situé entre un orogène en cours de construction et une zone non déformée du craton, formé en réponse à des mécanismes géodynamiques liés à la formation des chaînes de montagnes et des systèmes subduction qui leur sont associés. "
L'une des principales différences par rapport au concept classique du bassin d'avant-pays (Jordanie, 1995) est que le système d'avant-pays du bassin prend en compte les zones de dépôt situées au-delà (jusqu'à plusieurs centaines de kilomètres) de la zone de subsidence maximale (correspondant généralement à la partie axiale de l' «avant-fosse ss). Compte tenu de ces zones d'accumulation en tant que partie du bassin de la cale avant pays géométrie classique épaissie vers l'avant de la chaîne, sur le modèle de remplissage sédimentaire un'avanfossa classique, est remplacé par un coin sédimentaire qui se rétrécit dans les deux sens de sorte orogène comme dans le sens de la craton non déformé.
En utilisant le modèle de FBS peuvent être considérés comme faisant partie du bassin de l'avant-pays également les zones de dépôt qui seraient autrement exclus (ex. bassins de bassins sull'orogene lieux ou publiez-la sur le périphérique vers le haut) et que, au lieu qu'ils jouent un rôle important dans l'interprétation de l'évolution Système de chaîne avant-fosse.
Dans un FBS est possible de distinguer quatre zones de dépôt "depozones", l'adhésion d'un rocher et / ou séquence sédimentaire à l'une de ces zones dépend de la position d'origine sédimentaire dans lequel la sédimentation produits. Une particule conserve la signature de la zone de dépôt sédimentaire dans lequel il a été déposé, mais peut être intégrée dans une autre zone de dépôt en réponse à la migration de la orogénique coin (Fig. 183g).
Passer d'intérieur vers l'extérieur à travers un FBS, il est possible de distinguer:
- Zone de dépôt située au-dessus du prisme orogénique (coin supérieur depozone): se réfère à la totalité des sédiments accumulés sur le dos de la partie avant du prisme orogénique. Cette zone comprend les bassins de ferroutage et / ou de poussée-haut (Ori & Friend, 1984), "satellite" (Ricci Lucchi, 1986), coin-top (Mutti et al., 2003), remplit les distributeurs canyon larges dans les régions intérieures l'édifice tectonique (Vincent & Elliot, 1995;. Coney et al, 1995), les dépôts associés à localibackthrust ou poussée hors de la séquence (Burbank et al, 1992;. De Celles, 1994) et les magasins appartenant à des systèmes de drainage de la région devant le plus structures récentes et la topographie se trouve vers le bassin (Schmitt & Steidtmann, 1990). Dans le subaérienne depozone coin supérieur héberge la partie grossière des dépôts du bassin d'avant-pays. E 'caractérisé en particulier par lithofaciès alluviaux, rivière ou un lac, sous l'eau de cale premiers dépôts sont représentés par des minces sédiments océaniques du plateau continental. La composition des sédiments qui s'accumulent à l'intérieur du depozone coin supérieur reflète généralement les roches érodées en raison de la levée des unités tectoniques.
L'accumulation de sédiments dans cette zone de dépôt est le résultat net de la concurrence entre les affaissements de levage de fret régional, régional et local prisme orogénique due à un épaississement crustal ou reboundisostatico. En plus de l'accumulation locale de dépôts peut être induite par élévation locale de structures tectoniques.
D'autres traits distinctifs des dépôts de coin supérieures sont: la présence généralisée de discordances locales et régionales, l'immaturité texturale et de la composition des sédiments et de la présence de la croissance géométrique (Beaumont, 1981; Jordan, 1981; Peper et al, 1995. ). L'inclusion de la depozone coin haut dans la définition de FBS nécessite la construction d'un modèle stratigraphique caractérisé par un prisme sédimentaire qui se rétrécit (en coupe transversale) à la fois vers l'extérieur et vers l'intérieur du système, plutôt que le coin typique sédimentaire asymétrique.
- La zone de dépôt avant-fosse S.S. (Avant-fosse depozone) représente la somme de l'accumulation de sédiments dans la partie avant du prisme orogénique. Cette zone de dépôt est occupé par un coin de sédiments (souvent entre 2 et 8 Km) qui s'accumulent dans des conditions sub-aériennes (systèmes fluviaux et alluviaux) et sous-aquatique de l'eau relativement peu profonde (sédiments deltaïques ou plate-forme) jusqu'à les conditions de mer, relativement profondes (sédiments turbiditiques).
- La zone de dépôt placé en avant vers le haut périphérique (bourrelet périphérique depozone): occupe une superficie souvent caractérisé par arquées de type flexion, qui se trouvent le long du bord extérieur de l'avant-fosse bassin. Pour ces raisons, cette zone est généralement considéré comme une zone de dépôt ou d'érosion, caractérisée par de nombreuses zones de divergence et de discontinuité. La migration dans le temps de ce dernier peut être utilisé pour suivre la position du bourrelet périphérique au cours de l'évolution du système orogénique (Bosellini, 1989; Fleming & Jordan, 1990; Plint et al, 1993.).
- La zone de dépôt sur le dos de la hausse périphérique (backbulge depozone) représente la somme des sédiments accumulés entre le bourrelet périphérique et le craton non déformée. Les conditions de plongée dans les sédiments qui se déposent dans ce domaine sont généralement de l'eau peu profonde.


El sistema de cuenca de antepaís se define como "una región alargada con un alto potencial para el asentamiento de los sedimentos, que se encuentra entre un orógeno en construcción y un área cratónica sin deformar, formado en respuesta a mecanismos geodinámicos relacionados con la formación de las cordilleras y sistemas subducción asociado con ellos. "
Una de las principales diferencias con el concepto clásico de la cuenca de antepaís (Jordan, 1995) es que el sistema de cuenca de antepaís tiene en cuenta las zonas de depósito situadas más allá (hasta cientos de kilómetros) de la zona de hundimiento máximo (por lo general corresponde a la parte axial de la 'foredeep ss). Teniendo en cuenta estas áreas de acumulación como parte de la pelvis de la cuña geometría antepaís clásica espesado hacia la parte delantera de la cadena, el modelo para el llenado sedimentaria clásica un'avanfossa, se sustituye por una cuña sedimentaria que se estrecha en dirección tanto para orógeno Como en la dirección de la cratón no deformada.
Usando el modelo de FBS puede ser considerado parte de la cuenca de antepaís también áreas de deposición que de otro modo serían excluidos (por ej lugares cuencas estanques sull'orogene o poste sobre el alza periférica) y que en vez juegan un papel importante en la interpretación de la evolución cadena-foredeep sistema.
En una FBS es posible distinguir cuatro zonas de deposición "deposicionales en una cuenca"; pertenencia a una roca y / o secuencia sedimentaria a una de estas zonas depende de la posición original de deposición en el que la sedimentación productos. Una partícula conserva la firma de la zona sedimentaria de deposición en la que se depositó, pero se pueden incorporar en otra zona de deposición en respuesta a la migración de la cuña orogénica (Fig. 183g).
Pasar de dentro hacia fuera a través de una FBS, es posible distinguir:
- Área de sedimentación situado por encima de la cuña orogénica (cuña-top depozone): se refiere a la totalidad de los sedimentos acumulados en el dorso de la parte frontal de la cuña orogénica. Esta área incluye las cuencas a cuestas y / o la parte superior de empuje (Ori & Friend, 1984), "Satélite" (Ricci Lucchi, 1986), la parte superior de cuña (Mutti et al., 2003), llena los distribuidores cañón de ancho en las zonas del interior el edificio tectónico (Vincent y Elliot, 1995;. Coney et al, 1995), los depósitos asociados con localibackthrust o empuje fuera de secuencia (Burbank et al, 1992;. De Celles, 1994) y las tiendas que pertenecen a los sistemas de drenaje regionales antes de la mayoría de los estructuras recientes y la topografía se encuentra hacia la cuenca (Schmitt & Steidtmann, 1990). En subaérea la depozone de cuña superior alberga la parte más gruesa de los yacimientos de la cuenca de antepaís. E 'se caracteriza en particular por litofacies aluviales, río o lago, bajo el agua arriba de cuña depósitos están representados por sedimentos delgada mar de la plataforma continental. La composición de los sedimentos que se acumulan en el interior de la depozone de cuña superior típicamente refleja las rocas erosionadas debido a la supresión de las unidades tectónicas.
La acumulación de sedimentos dentro de esta área deposicional es el resultado neto de la competición entre levantamiento regional de carga y la cuña orogénica hundimiento regional y local debido al engrosamiento de la corteza o reboundisostatico. Además, la acumulación local de los depósitos puede ser inducida por la elevación local de estructuras tectónicas.
Otras características distintivas de los depósitos principales de cuña son: la amplia presencia de discontinuidades locales y regionales, la falta de madurez textural y composicional de los sedimentos y la presencia de crecimiento geométrico (Beaumont, 1981; Jordan, 1981; Peper et al, 1995. ). La inclusión de la depozone de cuña superior en la definición de FBS requiere la construcción de un modelo estratigráfico caracteriza por un prisma sedimentario que se estrecha (en sección transversal) tanto hacia el exterior y hacia el interior del sistema, en lugar de la cuña típico sedimentaria asimétrica.
- El área deposicional S.S. foredeep (Foredeep depozone) representa la suma de los sedimentos acumulados en la parte frontal de la cuña orogénica. Esta zona deposicional está ocupado por una cuña de sedimentos (a menudo entre 2 y 8 Km) que se acumulan en condiciones sub-aéreas (sistemas fluviales y aluviales) y sub-acuático de aguas relativamente poco profundas (sedimentos deltaicos o plataforma) hasta condiciones del mar, relativamente profundos (turbiditas sedimentos).
- La zona de deposición colocado delante hacia arriba periférica (forebulge depozone): ocupa un área a menudo se caracteriza por el arqueo de tipo de flexión, que se producen a lo largo del margen exterior de la foredeep cuenca. Por estas razones, esta área se considera generalmente que una zona de deposición o erosión, que se caracteriza por numerosas áreas de discrepancia y la discontinuidad. La migración con el tiempo de la última puede ser utilizado para rastrear la posición de la forebulge durante la evolución de la orogénico sistema (Bosellini, 1989; Fleming y Jordan, 1990; Plint et al, 1993.).
- La zona de deposición en la parte posterior de aumento periférica (backbulge depozone) representa la suma de los sedimentos acumulados entre el cratón forebulge y no deformada. Condiciones de buceo en los sedimentos que se depositan en esta área son generalmente aguas poco profundas.

I Terremoti  Un terremoto, o sisma, è un'improvvisa vibrazione del terreno prodotta da una brusca  liberazione di energia e tale energia si propaga in tutte le direzioni (come una sfera) sotto  forma di onde. Ma cos'è questa energia? Beh è come immaginare di avere tra le mani un bastone di legno:  se si inizia a piegare esso offre una resistenza al piegamento che si esprime sotto forma di  energia elastica; le rocce si comportano nello stesso modo: cioè se una porzione di roccia  inizia a deformarsi, essa offrirà una certa resistenza (che cambia a seconda del tipo di roccia),  ma quando le forze che tengono insieme la roccia vengono superate da quelle che le deformano  allora questa si spezza e si ha un brusco spostamento delle due parti che rilasciano  l'energia che avevano accumulato durante la deformazione e ritornano in uno stato indeformato.  Lo spostamento avviene sia verticalmente che orizzontalmente Di solito queste rotture, ed i conseguenti spostamenti, si hanno lungo linee preferenziali  chiamate faglie, e il punto preciso da cui si propaga il terremoto è detto ipocentro,  mentre lo stesso punto, portato in verticale sulla superficie terrestre, si chiama epicentro.  Ma cosa sono queste faglie? Una faglia è sostanzialmente una frattura nel terreno, profonda  anche vari chilometri, lungo la quale avvengono i movimenti del terreno. Infatti una faglia non è  altro che una linea di minore resistenza della roccia sottoposta a pressioni e quindi la rottura  avviene sempre lungo questa linea. Esistono vari tipi di faglie anche molto diverse tra loro, ma tutte hanno in comune il fatto che  lungo quella linea si ha un movimento relativo delle rocce. Interessante è il caso della famosa  faglia di S.Andreas che corre lungo la costa Ovest degli Stati Uniti. Questa è un tipo di faglia  trascorrente, cioè i movimenti del terreno avvengono sempre sul piano orizzontale, (ad esempio  un lato va verso Nord mentre l'altro va verso Sud) e lentamente sta avvicinando la città di  Los Angeles a quella di S.Francisco alla velocità di circa 2 centimetri all'anno. Questo può  sembrare un numero molto piccolo, ma in realtà se pensiamo in tempi geologici (milioni di anni)  questo movimento è velocissimo. Ma torniamo ai nostri terremoti: abbiamo detto che questi si originano perché ad un certo punto  la roccia si rompe lungo una faglia, in profondità, e rilascia tutta l'energia che aveva accumulato  per resistere al movimento. Questa energia si disperde nel terreno dall'ipocentro in tutte le  direzioni in forma di onde (in parte anche sotto forma di calore) che possono essere: onde  di volume, cioè che coinvolgono un volume e quindi in questo caso la terra stessa, e le  onde di superficie che si propagano solo sulla superficie della terra.Le onde di volume  si possono ulteriormente dividere anche in onde P cioè primarie (chiamate anche longitudinali),  quelle che arrivano per prime e quindi quelle che viaggiano all'interno della terra con la velocità  più alta (dell'ordine dei 6 chilometri al secondo) e sono anche diverse per il modo di viaggiare  nel terreno. Teoria del rimbalzo elasticoLo scuotimento del suolo è spiegato tramite la teoria del rimbalzo elastico, secondo la quale le rocce, sottoposte a forze compressive, per un certo periodo si comportano da corpi elastici deformandosi impercettibilmente senza spostarsi; superato il carico di rottura, cioè la capacità di resistenza, la roccia si spezza oppure, se c'è una faglia, si spostano i due blocchi in modo improvviso, liberando istantaneamente tutta l'energia accumulata e producendo vibrazioni che sperimentiamo come terremoto.Il Ciclo SismicoIl processo che osi ripete sistematicamente tra un terremoto ed il successivo si chiama ciclo sismico e comprende 4 stadi.Stadio intersismico. In questo periodo si accumula l'energia elastica per l'azione di forze tettoniche. Stadio presismico. La deformazione della roccia arriva al livello critico di resistenza producendo variazioni delle caratteristiche fisiche della roccia stessa. Stadio cosismico. Si ha il terremoto con liberazione dell'energia elastica in forma di calore e con movimento reciproco dei blocchi rocciosi. Stadio postsismico. Scosse di assestamento riportano l'area ad un nuovo equilibrio. Le Onde sismiche Dall'ipocentro hanno origine le onde sismiche, vibrazioni del terreno che si irradiano in tutte le direzioni, per questo sono chiamate onde di volume. Queste onde, a loro volta, si dividono in onde P ed onde S. Le onde P, onde prime longitudinali molto veloci (7-13 km/s), sono prodotte dall'oscillazione della roccia nella stessa direzione della propagazione, provocandone cambiamenti di volume e di forma. Esse attraversano sia i solidi che i fluidi e sono le responsabili del rombo cupo che si avverte all'inizio del terremoto.Le onde S, onde seconde traversali più lente delle precedenti (4-7 km/s), hanno la direzione di oscillazione perpendicolare alla direzione di propagazione e modificano solo la forma della roccia. Esse non si propagano nei fluidi.Quando le onde di volume raggiungono la superficie danno origine sull'epicentro ad altre onde lente (3 km/s), le onde superficiali, anche queste divise in due categorie.Le onde R (Reyleigh) oscillano perpendicolarmente al terreno, come le onde marine, producendo movimenti ellittici del terreno in piani orientati nella stessa direzione di propagazione dell'onda. Le onde L (Love) oscillano trasversalmente rispetto alla direzione di propagazione (alcuni autori indicano come onde L, lunghe, quelle superficiali nel loro insieme). Le onde superficiali sono molto più lente rispetto alle precedenti, ma sono le responsabili dei danni prodotti dal terremoto. Possono percorrere lunghe distanze e fare anche più volte il giro della Terra. Earthquakes An earthquake, or earthquake, is a sudden ground vibration produced by a sudden release of  energy and this energy propagates in all directions (as a sphere) in the form of waves.But what  is this energy? Well as you imagine to have in my hands a wooden stick: if you start to bend it  gives a resistance to bending which is expressed in the form of elastic energy; rocks behave in  the same way: that is, if a portion of the rock begins to deformed, it will offer some resistance  (which varies depending on the type of rock), but when the forces that hold together the rock  is exceeded by those that deform then it breaks and there is a sudden movement of the two  parts that issue the 'energy that had accumulated during deformation and return to the  undeformed state. It moves both vertically and horizontally.Usually these breaks, and the  consequent movement, there are long lines preferential called faults, and the precise point from  which propagates the earthquake hypocenter said, while the same point, carried vertically on the  surface of the earth is called the epicenter. But what are these faults? A fault is essentially a  fracture in the soil, even several kilometers deep, along which occur the ground motions. In fact,  a fault is nothing but a line of least resistance of the rock under pressure and then the rupture  always occurs along this line.There are various types of faults also very different from each other,  but all have in common the fact that along that line there is a relative movement of the rocks.  Interesting is the case of the famous S.Andreas Fault that runs along the west coast of the  United States. This is a type of transcurrent fault, ie the ground motions always occur on the  horizontal plane, (for example a side goes towards North while the other goes to the South) and  slowly approaching the city of Los Angeles to that of S.Francisco at a speed of about 2 inches per  year. This may seem a very small number, but in reality if we think in geological time (millions of  years) this movement is very fast.But back to our earthquakes: we said that these arise because  at some point the rock breaks along a fault, in depth, and release all the energy that had  accumulated to resist movement. This energy is dispersed in the soil from the hypocenter in all  directions in the form of waves (in part also in the form of heat) that may be: volume waves, ie  involving a volume and thus in this case the earth itself, and surface waves that propagate only  on the surface of terra.Le volume waves can be further divided also in P waves namely primary  (also called longitudinal), those who arrive first, and then those traveling within the earth with  the speed higher (of the order of 6 km per second) and are also different in the way we travel in  the ground. Elastic rebound theory The shaking of the soil is explained through the theory of elastic rebound, according to which the  rocks, subjected to compressive forces, for a certain period they behave like elastic bodies  move without deforming imperceptibly; exceeded the tensile strength, ie the ability of resistance,  the rock is broken, or if there is a fault, they move the two blocks suddenly, instantly releasing  all the stored energy and producing vibration we experience as an earthquake. Seismic Cycle The process repeats dare systematically between an earthquake and the next is called the  seismic cycle and includes 4 stages. Intersismico stage. In this period accumulates elastic energy for the action of tectonic forces. Presismico stage. The deformation of the rock reaches the critical level of resistance by producing  variations of the physical characteristics of the rock itself. Coseismic stage. It has the earthquake with release of elastic energy in the form of heat and  relative movement of rock blocks. Postsismico stage. Aftershocks bring the area to a new equilibrium. The Seismic waves Hypocenter originate seismic waves, ground vibrations which radiate in all directions, for this are called volume waves. These waves, in turn, are divided into P waves and swell S. The P waves, waves first longitudinal very fast (7-13 km / s), are produced by the oscillation of the rock in the same direction of propagation, causing changes in volume and shape. They cross both fluids and solids that are responsible for the deep rumble that you hear at the beginning of the earthquake. The S waves, waves second transverse slower of the preceding (4-7 km / s), have the oscillation direction perpendicular to the direction of propagation and modify only the shape of the rock. They do not propagate in fluidi.Quando the volume waves reach the surface give rise to other sull'epicentro slow waves (3 km / s), the surface waves, these also divided into two categories. R-waves (Reyleigh) oscillate perpendicular to the ground, such as sea waves, producing elliptical movements of the ground in planes oriented in the same direction of propagation of the wave. The waves L (Love) oscillate transversely to the direction of propagation (some authors indicate that L waves, long, superficial ones together). Surface waves are much slower than before, but they are responsible for the damage caused by the earthquake. Can travel long distances and make even more times around the Earth.

VULCANISMO
Generalità e storia
Si definisce come vulcanismo quella serie di fenomeni costituiti dalla fuoriuscita attraverso fratture
della crosta terrestre di materiale caldo quali lave, gas e prodotti piroclastici; i punti di emissione di
tale materiale sono detti vulcani. Essi sono generalmente costituiti da rilievi con caratteristica forma
conica più o meno schiacciata; questa è il risultato dell'accumulo dei prodotti lavici e piroclastici
emessi nel tempo. La scienza che studia la formazione, l'evoluzione e l'attività dei vulcani è detta
vulcanologia
Sebbene la vulcanologia sia una scienza molto giovane, i fenomeni vulcanici sono stati oggetto
dell'attenzione di numerosi filosofi e naturalisti greci e romani; tra gli altri Platone, Democrito,
Anassagora ed Empedocle specularono sulla formazione e la provenienza dei gas e delle lave. Di
particolare interesse per la sua modernità è l'ipotesi proposta da Empedocle, secondo la quale le
lave erano delle rocce fuse provenienti da zone profonde all'interno della Terra dove esisteva uno
strato di materiale liquido ad elevata temperatura. Il primo documento di vulcanologia può essere
considerata la lettera di Plinio il Giovane allo storico Tacito, nella quale veniva descritta con
dovizia di particolari l'eruzione del 79 d.C. del Vesuvio che distrusse Pompei, Ercolano e Stabbia e
durante la quale perse la vita il naturalista Plinio il Vecchio. Dopo il periodo medievale, con la
rinascita dell'interesse per le arti e per la scienza numerosi naturalisti si occuparono del fenomeno
vulcanico. Particolarmente interessanti sono le teorie proposte da Giordano Bruno e Anton Lazzaro
Moro i quali sostennero ipotesi non molto lontane da quelle oggi universalmente accettate per la
spiegazione del vulcanismo. Nel 1774 William Hamilton, ambasciatore britannico presso la corte di
Napoli, pubblicò un volume dedicato all'attività del Vesuvio così come era stata da lui osservata
durante il suo soggiorno napoletano. Tale opera può essere considerata a buon diritto come la prima
pubblicazione moderna di vulcanologia. Importanti progressi furono ottenuti grazie agli studi di
Giovanni Arduino, Guy S. Tancrede de Dolomieu ed altri.
Nella seconda metà del XVIII secolo il geologo tedesco A. Werner classificò le rocce in vari gruppi
tra i quali quello delle rocce vulcaniche. Il Werner propose anche la teoria secondo la quale il calore
che generava la fusione delle rocce sotto i vulcani fosse dovuto a fenomeni di combustione di
depositi carboniosi. Le idee di Werner vennero presto contestate da molti naturalisti e in particolare
dal geologo scozzese James Hutton il quale, tra l' altro, distinse le rocce magmatiche in intrusive ed
effusive e tra queste ultime incluse i basalti. Un' altra disputa tra scienziati interessò la genesi degli
edifici vulcanici. I seguaci di Werner, tra cui Leopold von Buch, proponevano che i coni vulcanici
derivassero dal rigonfiamento del suolo sotto la spinta del magma proveniente dall' interno della
Terra. Più correttamente George Scrope, Charles Lyell ed altri sostenevano che gli edifici vulcanici
erano il prodotto dell' accumulo di materiale lavico e piroclastico emesso dal vulcano nel corso della
sua attività.
Lo sviluppo della vulcanologia negli ultimi decenni è in gran parte dovuto all' effetto operato da
alcune eruzioni distruttive quali quelle del Krakatoa (1883) in Indonesia, e del vulcano Pelee (1902)
nella Martinica durante la quale venne distrutta la citta di St. Pierre con più di trentamila vittime.
Allo scopo di studiare il comportamento dei vulcani attivi e di mitigare i rischi connessi alla loro
attività vennero fondati alcuni osservatori vulcanologici i quali furono ubicati nelle vicinanze di
vulcani attivi. Il primo osservatorio vulcanologico fu quello vesuviano fondato nel 1847 e che fu
diretto da insigni vulcanologi quali L. Palmieri e G. Mercalli. Successivamente divennero attivi
numerosi altri organismi di ricerca vulcanologica quale l' osservatorio vulcanologico dell'awHai e
l' Istituto Internazionale di Vulcanologia di Catania.
I magmi
I magmi sono fusi naturali di alta temperatura, che contengono al loro interno variabili quantità di
gas. I magmi si formano all' interno della Terra per fusione parziale delle rocce quando si verificano
particolari condizioni di pressione e di temperatura. I magmi sono costituiti prevalentemente da
ossigeno (O), silicio (Si), alluminio (Al), calcio (Ca), ferro (Fe), magnesio (Mg), sodio (Na) e
potassio (K). Essi contengono anche piccole quantità di quasi tutti gli elementi chimici (es. torio
(Th), uranio (U), Piombo (Pb), etc.).
I magmi contengono disciolte quantità variabili di componenti volatili, specialmente acqua e
anidride carbonica, ma anche cloro (Cl), fluoro (F), vari composti dello solfo (SO2, SO3, H2S), etc.,
la cui solubilità aumenta con la pressione.
Esiste una notevole regolarità nella variazione della composizione chimica nei magmi. In genere, i
magmi poveri in silicio (detti magmi basici) sono più ricchi in Fe, Mg e Ca; quelli ricchi in silicio
(magmi acidi) sono caratterizzati da concentrazioni relativamente più elevate in sodio e potassio.
Dal raffreddamento dei magmi si formano le rocce ignee. Se il processo avviene all' interno della
terra le rocce prendono il nome di rocce ignee intrusive. Se il raffreddamento avviene sulla
superficie terrestre le rocce vengono dette ignee effusive. Le rocce ignee sono costituite da minerali
di varia natura, tra cui i più importanti hanno composizione silicatica e sono rappresentati da
olivina, anfiboli, pirosseni, biotite, feldspati (plagioclasi, ortoclasio, sanidino), feldspatoidi (leucite,
nefelina) e quarzo.
Le caratteristiche fisiche più importanti dei magmi sono la temperatura e la viscosità. Le
temperature dei magmi mostrano valori compresi tra circa 750°-800° e circa 1150-1200° ed
aumentano passando dai magmi acidi a quelli basici.
La viscosità dei magmi è molto variabile ed aumenta dai magmi basici a quelli acidi. I magmi basici
(es. basalti) hanno una viscosità comparabile a quella di alcuni olii da motore. I magmi acidi (es.
graniti) sono molto più viscosi. A parità di composizione chimica la viscosità dei magmi aumenta
con il diminuire della temperatura.
Generazione e risalita dei magmi
La Terra è costituita per la maggior parte (escluso il nucleo esterno) da rocce solide. I magmi si
generano all' interno della Terra, quando si realizzano condizioni particolari e tali da determinare la
fusione parziale o anatessi delle rocce. La formazione dei magmi, pertanto, rappresenta un evento
anomalo. I processi più importanti di fusione si verificano nella parte superiore del mantello
terrestre oppure nella crosta continentale profonda o intermedia.
Sia nel mantello che nella crosta, i magmi hanno densità inferiore rispetto a quella delle rocce da cui
derivano. Tale contrasto di densità, reso più netto dalla presenza di sostanze volatili concentrate nel
magma, costituisce la causa principale della separazione dei magmi e della loro risalita verso l' alto.
I magmi possono risalire direttamente in superficie dalla zona sorgente oppure, molto più
comunemente, si fermano nella crosta o al limite tra crosta e mantello (circa 35 km di profondità)
per formare dei serbatoi (camere magmatiche) all' interno dei quali subiscono un lento
raffreddamento con cristallizzazione dei minerali. Di particolare interesse vulcanologico sono le
camere magmatiche che si formano a bassa profondità (4-5 km) al di sotto di alcuni apparati
vulcanici. In occasione di alcune grosse eruzioni effusive o esplosive, le camere magmatiche
superficiali si possono svuotare quasi completamente. Ciò causa il crollo di parte del vulcano.
I prodotti dell'attivita vulcanica
I prodotti emessi dai vulcani nel corso della loro attività sono costituiti da lave, gas e piroclastiti. Le
lave e le piroclastiti vengono emesse soltanto durante le fasi parossistiche dell' attività dei vulcani
mentre i gas possono fuoriuscire anche durante i periodi di quiescenza.
Le lave sono magmi eruttati in superficie. Esse possono formare ampie colate oppure raffreddarsi
immediatamente al di sopra del condotto vulcanico dando luogo a strutture cupoliformi dette duomi
lavici.
I prodotti piroclastici o piroclastiti sono materiali frammentati che si formano nel corso di eruzioni
esplosive. Le piroclastiti sono costituite sia da brandelli di magma sia da frammenti di rocce solide
strappate dal condotto vulcanico durante l' esplosione. Possono avere dimensioni variabili, da
parecchi metri (blocchi e bombe vulcaniche) a pochi cm (lapilli) a frazioni di mm (ceneri
vulcaniche).

I gas vulcanici hanno composizione variabile ma, come detto, sono costituiti prevalentemente da
acqua e anidride carbonica, con presenza di quantità minori di vari composti di zolfo, fluoro, cloro
etc.
Comportamento dei vulcani e tipi di eruzione
Le eruzioni vulcaniche vengono suddivise in effusive ed esplosive a seconda dello stile tranquillo o
esplosivo di emissione dei prodotti.
Il diverso comportamento eruttivo dei vulcani dipende dalla viscosità e dal contenuto in gas dei
magmi. Come già ricordato, la viscosità dei magmi è funzione della temperatura e, soprattutto, della
composizione chimica.

Lave basiche fluide e ricche in gas (Figura 2A) danno eruzioni effusive accompagnate da fenomeni
esplosivi di modesta entità quali jet di lava alti fino a molte centinaia di metri (fontane di lava); le
stesse lave, se povere in gas, danno eruzioni effusive tranquille senza apprezzabili fenomeni
esplosivi (Figura 2B).
Le lave acide viscose ricche in gas danno eruzioni esplosive di alta energia(Figura 2C); le stesse
lave, se povere in gas, danno duomi lavici o colate di modesto spessore (Figura 2D).
E' comune il caso di vulcani che cambiano tipo di attività con il tempo, come conseguenza di
cambiamenti della composizione chimica dei magmi. Normali sono anche le variazioni dello stile
eruttivo nel corso di una singola eruzione; ad esempio, molte eruzioni iniziano con una fase
esplosiva durante la quale si ha emissione di grandi quantità di piroclastiti, e terminano con colate
laviche tranquille.
Le più note eruzioni effusive sono quelle hawaiiane, tipiche dei vulcani delle Isole Hawaii. Esse
sono tipiche di magmi basici fluidi e consistono nella emissione tranquilla di colate fluide con
modesti fenomeni esplosivi tipo fontane di lava . I vulcani che si formano in seguito
all' attività hawaiiana hanno forma conica molto appiattita e vengono dettvi ulcani scudo.

Le eruzioni surtseyane avvengono quando un magma di qualsiasi composizione viene eruttato da un
vulcano la cui bocca si trova al livello dell' acqua (ad esempio in mare o in un lago); si ha in tal caso
un elevato numero di esplosioni continue con formazione di nuvole piroclastiche che assumono una
forma particolare detta cipressoide o a coda di gallo Il termine ".surtseyano" deriva
dall' Isola di Surtsey (Islanda) nata dal mare da un' eruzione con le caratteristiche sopra descritte.

Le eruzioni esplosive magmatiche sono legate alla presenza di abbondanti quantità di gas di origine
magmatica, cioè risaliti insieme al magma dal mantello terrestre. I due tipi più importanti sono le
eruzioni stromboliane e le pliniane.
Le eruzioni stromboliane, tipiche del vulcano attivo di Stromboli (Isole Eolie) consistono di
esplosioni ritmiche di modesta energia, con lancio di brandelli di lava nera o rossa (dette scorie di
lancio) che, dopo traiettorie più o meno lunghe ma non superiori alle centinaia di metri, ricadono al
suolo nell' immediata vicinanza del cratere . Le eruzioni stromboliane sono tipiche di
magmi a viscosità intermedia tra quelli basici e acidi.

Le eruzioni pliniane sono quelle a maggiore energia. Sono tipiche di magmi viscosi acidi ricchi in
gas e sono caratterizzate dalla formazione di un' alta colonna eruttiva con forma a fungo che può
raggiungere le diecine di km di altezza . La colonna eruttiva è formata da pomici, ceneri e
blocchi. Le ceneri raggiungono le quote più elevate e possono essere disperse dal vento su aree
molto estese, anche a diecine di migliaia di km dal punto di emissione. Le eruzioni pliniane
prendono il nome da Plinio il Giovane che descrisse dettagliatamente l' eruzione del Vesuvio, che
presentava le caratteristiche sopra descritte.

Processi di messa in posto dei prodotti vulcanici
Le colate laviche sono messe in posto con meccanismi abbastanza semplici, tipici di materiali più o
meno fluidi che scorrono su superfici a diversa geometria. Le colate laviche si incanalano
preferenzialmente lungo le valli e hanno tendenza a accumularsi nelle depressioni topografiche. I
loro percorsi, pertanto, sono abbastanza prevedibili. Le velocità sono variabili in funzione
essenzialmente della viscosità della lava e dell' inclinazione della superficie di scorrimento. La
velocità della gran parte delle lave raramente supera i pochi km/ora o addirittura qualche chilometro
al giorno; tuttavia, si possono avere velocità molto più elevate (di alcune diecine di km/ora) per lave
fluide che scorrono su pendii scoscesi.
Di particolare interesse sono i processi di messa in posto dei prodotti piroclastici. Questi possono
essere lanciati a varie angolazioni e ricadere per gravità andando a formare depositi piroclastici di
caduta. I frammenti piroclastici più grossolani (blocchi e bombe) cadono nelle vicinanze del
cratere, mentre le ceneri e i lapilli possono ricadere a molti km di distanza. Il loro accumulo può
essere causa di crolli di tetti, distruzione di raccolti, inquinamento di fonti idriche
In alcuni casi le piroclastiti possono essere emesse orizzontalmente durante l' esplosione. Tale
fenomeno, simile all' onda di base che si verifica in occasione di esplosioni nucleari, viene detto
base surge (onda di base. I surge piroclastici hanno forte mobilità orizzontale, elevata velocità
(dell' ordine di parecchie centinaia di km/ora) e sono in grado di scorrere anche in contropendenza.
Queste caratteristiche rendono i surge estremamente pericolosi.
Nel caso di eruzioni vulcaniane e pliniane, la gran parte del materiale piroclastico va a formare
colonne eruttive anche di enormi dimensioni. Il crollo di tali colonne determina la formazione di
dense nuvole piroclastiche dotate di elevata mobilità, in grado di trasportare enormi quantità di
materiale piroclastico. Queste nuvole sono note con il termine di colate piroclastiche.
Con il termine di tufo viene indicato qualsiasi deposito di ceneri e lapilli, indipendentemente dal
meccanismo di messa in posto.
I prodotti piroclastici possono essere facilmente rimaneggiati da parte del vento e dell' acqua a causa
della natura in genere poco consolidata dei depositi. Il trasporto da parte dell' acqua genera la
formazione di colate di fango o lahar. Queste sono delle miscele di acqua, ceneri e blocchi che si
formano, per esempio, in seguito a piogge copiose che interessano aree coperte da piroclastiti non
consolidate, oppure quando l' eruzione esplosiva avviene in un lago craterico. L' acqua si mescola
alle ceneri e produce un fluido dotato di elevata mobilità e velocità. I lahar sono tra i fenomeni più
distruttivi del vulcanismo e si possono verificare anche molto tempo dopo un' eruzione vulcanica.
Ad esempio, i lahar che hanno causato nell' autunno del ' 98 distruzione e vittime a Sarno e altri
comuni della Campania si sono verificati lungo tempo dopo la deposizioni delle ceneri del Vesuvio
che è in fase di quiescenza dal 1944.
Come è fatto un vulcano
I sistemi vulcanici sono costituiti da una zona sorgente, una zona di alimentazione, una camera
magmatica e da una struttura visibile a forma generalmente, ma non sempre, conica . La
sorgente è la zona di formazione dei magmi. Essa si trova in genere nella parte superiore del
mantello terrestre, ma può anche essere ubicata nella crosta profonda o intermedia.

La zona di alimentazione è costituita da una serie di canali ad andamento verticale lungo i quali il
magma scorre per raggiungere la camera magmatica o, in qualche caso, direttamente la superficie.
La camera magmatica rappresenta la zona in cui i magmi possono stazionare prima di essere
eruttati in superficie.
Il vulcano vero e proprio è rappresentato da una struttura rilevata, a forma generalmente conica più
o meno piatta. Questa è collegata alla camera magmatica attraverso un canale detto condotto di
alimentazione.
La gran parte dei coni i vulcanici (noti come stratovulcani) sono costituiti da alternanza di colate
laviche e di prodotti piroclastici accumulatisi nel corso del tempo. Gli stratovulcani si formano in
seguito ad attività mista, esplosiva ed effusiva, di magmi non fluidi. Esistono anche alcuni vulcani
formati in larga prevalenza da lave con scarse o senza piroclastiti (es. alcuni vulcani scudo).
I vulcani contengono, generalmente nella parte terminale, un cratere che rappresenta la zona di
prevalente emissione dei prodotti lavici e/o piroclastici. Comunissima è la presenza di piccoli
apparati posti sui fianchi o in posizione eccentrica rispetto alla struttura e che si formano in seguito
a eruzioni laterali . In alcuni vulcani esistono ampie depressioni sommitali, di forma
grossolanamente circolare e con diametro dell' ordine di parecchi km. Sono queste le caldere che,
come già ricordato, si formano per collasso del vulcano in seguito a svuotamento della camera
magmatica conseguente a una o più grandi eruzioni.

Il vulcanismo e l'ambiente
Gli effetti dei fenomeni vulcanici sull' ambiente nel quale l' uomo vive sono molteplici e complessi.
L' aspetto più noto è quello operato dalla potenza distruttiva di alcune eruzioni. Tra le più note
ricordiamo quella del Vesuvio del 79 d.C., quella dell' Isola di Santorini ne ll' arco delle Cicladi nel
mar Egeo che determinò la scomparsa intorno al 1600 a.C. della civiltà minoica e quella del 1902
del vulcano Pelée nella Martinica. Durante le eruzioni i maggiori danni possono essere provocati
direttamente dalle colate e surge piroclastici, dalla caduta di cenere che copre e distrugge i raccolti,
dai gas emessi in gran quantità che determinano asfissia negli esseri viventi nelle aree più vicine al
vulcano, dai lahar che si verificano se dopo un' eruzione esplosiva si hanno abbondanti piogge o se
l' eruzione avviene in un lago craterico. Relativamente poco pericolose sono invece le colate laviche
che scorrono a velocità non molto elevata e il cui percorso, che segue quello delle valli può essere
previsto e, in alcuni casi, deviato. Da quanto detto è evidenteche le eruzioni maggiormente
distruttive sono quelle esplosive quali quelle pliniane e vulcaniane, mentre quelle di tipo hawaiano
presentano minore pericolosità. In Italia un' attività di tipo esplosivo si verifica al Vesuvio e a
Vulcano mentre l' Etna ha un regime piu tranquillo e meno pericoloso. Per ridurre i rischi connessi
all' attività vulcanica è necessaria una sorveglianza continua dei singoli sistemi attivi. E' ormai noto
che ogni eruzione è preceduta da una serie di eventi costituiti da sollevamento del suolo in
prossimità del centro eruttivo, da un aumento dell' attività sismica superficiale connessa con la
risalita dei magmi, da cambiamenti nella temperatura e composizione dei gas emessi dalle fumarole
e da variazioni nel campo magnetico locale. I continui rilevamenti geofisici, geochimici e
topografici possono consentire, pertanto, di prevedere un' eruzione vulcanica anche se allo stato
attuale delle conoscenze non è possibile predire con precisione il momento e l' intensità del'l eruzione
stessa.
L' attività vulcanica può produrre importanti effetti sul clima. Questi sono connessi con l' immissione
nell' atmosfera di enormi quantità di ceneri e di gas che possono rimanere in sospensione per molti
anni causando notevole assorbimento delle radiazioni solari con conseguente abbassamento della
temperatura su vaste regioni. L' eruzione del vulcano Tambora in Indonesia, avvenuta nel 1915,
immise nell' atmosfera una quantità di ceneri tale da causare la completa oscurità per tre giorni in un
raggio di 500 km intorno al vulcano. La permanenza delle particelle di cenere e gas in sospensione
causò l' abbassamento della temperatura media mondiale di più di un grado con forti danni per
l' agricoltura tanto che il 1916 fu conosciuto comel' anno senza estate e come l'anno della povertà.
In contrasto con questi effetti negativi i fenomeni vulcanici hanno rivestito importanza
fondamentale per la nascita e lo sviluppo della vita sul nostro pianeta. Molta dell' acqua dei mari e
dei gas dell' atmosfera è sta ta emessa dai vulcani nel corso della storia della Terra. Inoltre molti
processi di accumulo di minerali utili che vanno dai solfuri di rame fino ai diamanti sono connessi
all' attività vulcanica. La caduta di ceneri, specie se di chimismo basico e alcalino, ha un positivo
effetto sulla fertilità del suolo che, in seguito a questo fenomeno, viene arricchito in elementi come
potassio e fosforo. Infine è da ricordare l' importanza crescente che le aree vulcaniche vanno
assumendo per lo sfruttamento delle acque calde e del vapore presenti nel sottosuolo. Il vapore
viene adoperato per la produzione di energia elettrica da centrali geotermiche, mentre le acque calde
vengono utilizzate per il riscaldamento domestico e delle serre. Centrali elettriche a energia
geotermica si trovano in numerose aree vulcaniche recenti e attive quali Larderello in Toscana,
Rotorua in Nuova Zelanda, Islanda, California etc. Impianti per il riscaldamento delle case e delle
serre si trovano a Rotorua in Nuova Zelanda, in Islanda, ecc. L' niteresse per l' energia geotermica
deriva dal suo basso costo rispetto alle altre fonti tradizionali, quali il petrolio, il carbone, e la poca
rilevanza di fenomeni di inquinamento connessi con la sua produzione. Viene calcolato che in certi
paesi come ad es. l' Italia, dove esistono estesi fenomeni vulcanici, l' energia geotermica potrebbe
coprire fino a circa il 15-20% del fabbisogno nazionale.



Volcanism
Introduction and history
Is defined as volcanism that series of phenomena constituted by the leakage through fractures
of the earth's crust of hot material such as lava, gases and products pyroclastic; emission points of
such materials are called volcanoes. They are generally constituted by reliefs with characteristic shape
conical more or less flattened; this is the result of the accumulation of products lava and pyroclastic
issued in time. The science that studies the formation, evolution, and the activity of the volcanoes is called
volcanology
Although the volcanology is a very young science, volcanic phenomena have been
attention of many philosophers and naturalists Greeks and Romans, among others Plato, Democritus,
Anaxagoras and Empedocles speculated on the formation and origin of gases and lavas. Of
particular interest for its modernity is the hypothesis proposed by Empedocles, according to which the
lavas were of molten rock from areas deep within the earth where there was one
layer of liquid material at elevated temperature. The first document of volcanology can be
considered the letter of Pliny the Younger to the historian Tacitus, which was described by
great detail the eruption of 79 AD of Vesuvius that destroyed Pompeii, Herculaneum and Stabbia and
during which he lost his life, the naturalist Pliny the Elder. After the medieval period, with the
revival of interest in the arts and science many naturalists took care of the phenomenon
volcanic. Particularly interesting are the theories proposed by Giordano Bruno and Anton Lazarus
Moro which supported hypothesis is not very different from those now universally accepted for
explanation of volcanism. In 1774, William Hamilton, British ambassador at the court of
Naples, published a volume devoted to the activities of Vesuvius as it was observed by him
during his stay in Naples. The work may be looked upon as the first
publication of modern volcanology. Important progress was achieved thanks to the studies of
Giovanni Arduino, Guy S. Tancrede de Dolomieu et al.
In the second half of the eighteenth century the German geologist A. Werner rocks classified into different groups
including that of the volcanic rocks. The Werner also proposed the theory that the heat
that generated the fusion of rocks under the volcanoes was due to phenomena of combustion
carbon deposits. Werner's ideas were soon challenged by many naturalists and in particular
by Scottish geologist James Hutton who, among 'others, distinguished in intrusive igneous rocks and
effusive and between the latter including the basalts. An 'other dispute between scientists interested in the genesis of
volcanic edifices. The followers of Werner, including Leopold von Buch, proposed that the volcanic cones
derived from the swelling of the soil under the thrust of the magma coming from 'inside of the
Earth. More correctly George Scrope, Charles Lyell and others argued that the volcanic edifices
were the product of 'accumulation of lava and pyroclastic material emitted from the volcano during the
its activity.
The development of volcanology in recent decades is largely due to 'effect operated by
destructive eruptions such as those of Krakatoa (1883) in Indonesia, and the Pelee volcano (1902)
in Martinique during which it was destroyed the city of St. Pierre with more than thirty thousand victims.
In order to study the behavior of active volcanoes and mitigating the risks associated with their
activities were founded some volcanological observatories which were located in the vicinity of
active volcanoes. The first volcanological observatory was founded in 1847 to Vesuvius and was
directed by famous volcanologists such as L. Palmieri and G. Mercalli. Subsequently became active
numerous other research organizations volcanology which the 'volcanological observatory and dell'awHai
the 'International Institute of Volcanology in Catania.
Magmas
The magmas are fused natural high temperature, which contain within them varying amounts of
gas. The magmas are formed to 'interior of the Earth for partial melting of the rocks when they occur
particular conditions of pressure and temperature. The magmas were mostly made
oxygen (O), silicon (Si), aluminum (Al), calcium (Ca), iron (Fe), magnesium (Mg), sodium (Na) and
potassium (K). They also contain small amounts of almost all chemical elements (eg thorium
(Th), uranium (U), Lead (Pb), etc..).
The magmas contain varying amounts of dissolved volatile components, especially water and
carbon dioxide, but also chlorine (Cl), fluorine (F), various compounds of sulfur (SO2, SO3, H2S), etc..,
whose solubility increases with pressure.
There is a remarkable regularity in the variation of chemical composition in magmas. In general, the
magma poor in silicon (called basic magmas) are richer in Fe, Mg and Ca, and those rich in silicon
(Magmas acids) are characterized by relatively higher concentrations of sodium and potassium.
By the cooling of magma form igneous rocks. If the process takes place at 'inside of the
Earth rocks are called intrusive igneous rocks. If the cooling is on
Earth's surface rocks are called extrusive igneous rocks. Igneous rocks are composed of minerals
of various kinds, among which the most important are silicate composition and are represented by
olivine, amphibole, pyroxene, biotite, feldspar (plagioclase, orthoclase, sanidine), feldspathoids (leucite,
nepheline) and quartz.
The most important physical characteristics of magmas are the temperature and the viscosity. The
temperatures of magmas show values ​​between about 750 ° -800 ° and about 1150-1200 ° and
increase going from acid magmas to those basics.
The viscosity of magma is highly variable and increases from basic magmas to those acids. The basic magmas
(Eg. basalts) have a viscosity comparable to that of certain oils from engine. Magmas acids (eg
granites) are much more viscous. At constant chemical composition increases the viscosity of magmas
with decreasing temperature.
Generation and ascent of magmas
The Earth is made up for the most part (except for the outer core) by solid rocks. The magmas
to generate 'interior of the Earth, when performing particular conditions and such as to determine the
partial melting or anatexis of rocks. The formation of magmas, therefore, represents an event
abnormally. The most important processes of fusion occurring in the upper part of the mantle
land or in the deep continental crust or intermediate.
Both in the mantle that in the crust, magmas have a density lower than that of the rocks from which
derived. This contrast of density, made sharper by the presence of volatile substances concentrated in
magma, is the main cause of the separation of magmas and their ascent to the 'top.
The magmas may ascend directly to the surface area of ​​the source or, more
commonly, they stop in the crust or at the boundary between the crust and mantle (about 35 km depth)
to form the tanks (magma chambers) to 'internal of which undergo a slow
with cooling crystallization of minerals. Of particular interest are the volcanological
magma chambers that are formed at a shallow depth (4-5 miles) below of some devices
volcanic. At some large effusive eruptions or explosive, the magma chambers
surface can be almost completely empty. This causes the collapse of the volcano.
The products of volcanic activity
The products emitted by volcanoes in the course of their activities consist of lava, gas and pyroclastics. The
lavas and pyroclastics are the only issued during the paroxysmal phases of 'volcanic activity
while the gas can escape, even during periods of quiescence.
The lavas are erupted magmas to the surface. They can form large castings or cool
immediately above the volcanic conduit giving rise to said dome-shaped structures Strut
lava.The products pyroclastic or pyroclastics are fragmented materials that are formed during eruptions
explosive. The pyroclastics consist of both pieces of magma and fragments of solid rocks
torn from the volcanic conduit during the 'explosion. They can range in scale from
several meters (blocks and volcanic bombs) a few cm (lapilli) to fractions of mm (ash olcanic).The volcanic gases have variable composition but, as mentioned, consist mainly of water and carbon dioxide, with the presence of minor amounts of various compounds of sulfur, fluorine, chlorine
etc..  Behavior of volcanoes and types of eruption
Volcanic eruptions are divided into effusive and explosive depending on the style quiet or
explosive emission of products.
The different eruptive behavior of volcanoes depends on the viscosity and gas content in the
magmas. As already mentioned, the viscosity of the magma is a function of temperature and, especially, the
chemical composition.

Lave basic fluid and rich in gas (Figure 2A) give effusive eruptions accompanied by phenomena
explosives such as small claims jet of lava as high as several hundred meters (lava fountains), the
same lava, if poor in gas, give effusive eruptions quiet without appreciable phenomena
explosives (Figure 2B).
The lavas viscous acidic gases rich in damage explosive eruptions of high energy (Figure 2C); the same
lavas, though poor in gas and molten lava domes damage of modest thickness (Figure 2D).
And 'the common case of volcanoes that change type of activity with time, as a result of
changes in the chemical composition of the magma. Normal effects are changes in style
eruptive during a single eruption; for example, many eruptions begin with a phase
explosive during which has emission of large quantities of pyroclastics, and ending with castings
lava quiet.
The best known are the Hawaiian effusive eruptions, typical of the volcanoes of the Hawaiian Islands. They
are typical of basic magmas and fluids consist of the quiet emission of lava flowing with
modest explosive phenomena like lava fountains. The volcanoes are formed by
all 'activities Hawaiian have a conical shape and are very flattened dettvi ulcani shield.
Surtseyane eruptions occur when magma of any composition is erupted from a
volcano whose mouth is located at the level of 'water (for example in the sea or a lake); one has in this case
a high number of explosions with continuous formation of clouds pyroclastic taking a
particular form called cipressoide or rooster tail The term ". surtseyano" comes
from 'Island of Surtsey (Iceland) born from the sea by a' eruption with the characteristics described above.
The magmatic eruptions are related to the presence of large quantities of gas source
magma, that is recovered along with the magma from the Earth's mantle. The two most important are the
Plinian eruptions and strombolian.
Strombolian eruptions, typical of the active volcano of Stromboli (Aeolian Islands) consist of
rhythmic bursts of low energy, with the launch of lava black or red (called slag
launch) that, after trajectories more or less long but not superior to hundreds of meters, to fall
ground in the 'immediate vicinity of the crater. Strombolian eruptions are typical of
magma viscosity intermediate between those bases and acids.
The Plinian eruptions are those with higher energy. Are typical of viscous magmas rich in acids
gas and are characterized by the formation of a 'high eruptive column with mushroom shape which can
reach tens of kilometers high. The eruption column consists of pumice, ash and
blocks. The ashes reach the higher altitudes and can be dispersed by the wind on areas
very extensive, even tens of thousands of kilometers from the emission point. The Plinian eruptions
named after Pliny the Younger, who described in detail the 'eruption of Vesuvius, which
had the characteristics described above.
Processes of emplacement of the volcanic products
The lava flows are put in place mechanisms with fairly simple, typical of materials or
less fluids flowing on surfaces at different geometry. The lava flows are channeled
preferentially along the valleys and have a tendency to accumulate in topographic depressions. The
their paths, therefore, are quite predictable. The speeds are variable as a function
essentially the viscosity of the lava and of 'inclination of the sliding surface. The
speed of most of the lava rarely exceeds a few kilometers / hour or even a few kilometers
per day; however, it may have much higher speeds (of some tens of km / hour) for lavas
fluid, flowing on steep slopes.
Of particular interest are the processes of emplacement of pyroclastic products. These may
be launched at various angles and fall by gravity going to form pyroclastic deposits of
fall. The coarser pyroclastic fragments (blocks and bombs) fall near the
crater, while ash and lapilli may fall many kilometers away. Their accumulation can
be due to collapse of roofs, destruction of crops, pollution of water sources
In some cases the pyroclastics can be emitted horizontally during the 'explosion. Such
phenomenon, similar to 'basic wave that occurs during nuclear explosions, is said
base surge (wave base. pyroclastic surge I have strong horizontal mobility, high speed
(Of the 'order of several hundred km / h) and can also run in counter.
These features make the surge extremely dangerous.
In the case of eruptions and Vulcan plinian, most of the pyroclastic material goes to form
eruption columns also of enormous size. The collapse of these columns determines the formation of
dense clouds pyroclastic equipped with high mobility, capable of transporting huge amounts of
pyroclastic material. These clouds are known by the term pyroclastic flows.
With the term of tuff is indicated any deposit of ash and lapilli, regardless of the
mechanism in place.
The pyroclastic products can be easily rearranged by the wind and of 'water due
nature generally poorly consolidated deposits. The transport from the part of 'water generates the
formation of mudflows or lahars. These are mixtures of water, ash and blocks that
form, for example, as a result of heavy rain affecting areas not covered by pyroclastics
established, or when the 'explosive eruption occurs in a crater lake. The 'water mixes
to ashes and produces a fluid with high mobility and speed. The lahar are among the phenomena more
destructive of volcanism, and may occur long after a 'volcanic eruption.
For example, the lahar that resulted in 'Autumn' 98 destruction and casualties in Sarno and other
common in the region could have occurred long after the deposition of the ashes of Vesuvius
that is dormant since 1944.
How it's made a volcano
The volcanic systems consist of a source zone, a feed zone, a room
magmatic and from a visible structure shaped generally, but not always, conical. The
source is the formation zone magmas. It is usually located in the upper part of the
Earth's mantle, but can also be located in the deep crust or intermediate.
The feed zone is constituted by a series of channels to vertical slope along which the
magma flowing to reach the magma chamber or, in some cases, the surface directly.
The magma chamber is the area in which the magmas may remain stationary before being
erupted to the surface.
The volcano itself is represented by a structure detected, shaped generally conical more
or less flat. This is connected to the magma chamber through a channel duct
power.
The vast majority of the volcanic cones (known as stratovolcanoes) are constituted by alternating lava
lava and pyroclastic materials accumulated over time. The stratovolcanoes are formed in
result of planned mixed explosive and effusive, not magma fluids. There are also some volcanoes
trained a large prevalence of lava with little or no pyroclastics (eg some shield volcanoes).
The volcanoes contain, generally in the terminal part, a crater which represents the area of
prevailing emission products of lava and / or pyroclastic. Very common is the presence of small
apparatuses located on the sides or in an eccentric position with respect to the structure and which are formed as a result of
to lateral eruptions. In some volcanoes are broad depressions summit in shape
roughly circular with a diameter of 'order of several km. These are the calderas that
as already mentioned, are formed by collapse of the volcano after emptying of the chamber
magma resulting in one or more large eruptions.
Volcanism and the environment
The effects of volcanic phenomena on 'environment in which the' man lives are varied and complex.
The 'most well-known is that used by the destructive power of some eruptions. Among the most famous
remember that of Vesuvius in 79 AD, that of 'Santorini Island I ll' arc of the Cyclades in
Aegean Sea which resulted in the disappearance around 1600 BC of the Minoan civilization and the 1902
of Mount Pelée in Martinique. During eruptions the most damage can be caused
directly by lava and pyroclastic surge, falling ash that covers and destroys the crops,
by gases emitted in large quantities which determine asphyxia in living beings in the areas closest to the
volcano, the lahars that occur if after an 'explosive eruption there are heavy rains or
l 'erupt in a crater lake. Relatively little dangerous are the lava flows
flowing at a speed not very high and whose path, following that of the valleys can be
expected and, in some cases, deviated. From the above it is evidenteche eruptions more
destructive are those explosive such as those plinian and Vulcan, while those of type Hawaiian
are less dangerous. In Italy an 'explosive activity occurs at the Vesuvio and
Volcano while the 'Etna has a system quieter and less dangerous. To reduce the risks associated
all 'volcanic activity requires a continuous monitoring of individual active systems. And 'well known
that each eruption is preceded by a series of events consisting of lifting the soil in
near the eruptive center, by an increase of 'surface seismic activity associated with the
ascent of magmas, by changes in the temperature and composition of the gases emitted from fumaroles
and by changes in the local magnetic field. The continuous geophysical, geochemical and
topography may allow, therefore, to provide a 'volcanic eruption even though the state
current knowledge it is not possible to predict with precision the moment and 'intensity del'l eruption
same.
L 'volcanic activity can produce important effects on climate. These are associated with the 'input
in 'atmosphere huge amounts of ash and gas that may remain in suspension for many
years, causing considerable absorption of solar radiation resulting in a lower
temperature over large regions. The 'eruption of the volcano Tambora in Indonesia, in 1915,
immise in 'atmosphere a quantity of ashes such as to cause the complete darkness for three days in a
radius of 500 km around the volcano. The permanence of the particles of ash and gas suspension
caused l 'Cooler global average of more than one degree with strong damage to
l 'agriculture so that the 1916 was known Comel' year without a summer, and as the year of poverty.
In contrast to these negative effects the volcanic phenomena have played important
essential for the birth and development of life on our planet. Many of the 'water of the seas and
gas of 'atmosphere is ta emitted by volcanoes in the course of Earth's history. In addition, many
processes of accumulation of useful minerals ranging from copper sulphides are connected to the diamond
all 'volcanic activity. The fall of ash, especially if chemism of basic and alkaline, has a positive
effect on the fertility of the soil which, as a result of this phenomenon, is enriched in elements such as
potassium and phosphorus. Finally, it is to remember the 'growing importance that the volcanic areas are
assuming for the exploitation of hot water and steam in the subsurface. The steam
is used for the production of electricity from geothermal power plants, while the warm waters
are used for domestic heating and greenhouses. Fired power energy
geothermal energy can be found in many recent and active volcanic areas such as Larderello in Tuscany
Rotorua in New Zealand, Iceland, California, etc.. Systems for the heating of homes and
glasshouses are located in Rotorua, New Zealand, Iceland, etc.. L 'niteresse' s geothermal energy
comes from its low cost compared to other traditional sources, such as oil, coal, and the lack of
relevance of pollution phenomena associated with its production. It is calculated that in certain
countries such as eg. l 'Italy, where there are extensive volcanic activity, the' geothermal energy could
cover up to 15-20% of the national demand.