Geologia Strutturale - Minerali e Rocce PDF

PROF. MUSUMECI GEOLOGIA STRUTTURALE 1 - MINERALI I minerali sono dei composti chimici inorganici di origine naturale, che hanno una determinata struttura cristallina (cioè una struttura atomica organizzata, formata da strutture elementari ripetute...

PROF. MUSUMECI GEOLOGIA STRUTTURALE 1 - MINERALI I minerali sono dei composti chimici inorganici di origine naturale, che hanno una determinata struttura cristallina (cioè una struttura atomica organizzata, formata da strutture elementari ripetute nello spazio) e una composizione chimica definita. In base a queste due loro principali caratteristiche, vengono classificati in varie categorie. Le loro dimensioni variano dai 15–20 cm ai 10 - 2 µm. A) C L A S S I F I C A Z I O N E M I N E R A L I Come abbiamo detto, la classificazione dei minerali si basa sulla loro struttura cristallina e sulla loro composizione chimica. Struttura cristallina I minerali sono costituiti da un insieme di atomi organizzati in reticoli tridimensionali ordinati, risultato dei processi di cristallizzazione. Queste strutture, chiamate strutture cristalline, possono avere molte forme diverse (cubica, tetraedrica, esagonale, ecc.) e da loro dipendono le proprietà fisiche del minerale. Una struttura priva di ordinamento cristallino è detta struttura amorfa. Composizione chimica Altra classificazione dei minerali viene eseguita in base alla composizione chimica, in particolare in base all’anione (elemento più elettronegativo) poiché nei minerali ne sono presenti pochissimi, a fronte di una grande quantità di cationi. - Classe I: Elementi nativi, assenza di ioni [es: rame nativo]; - Classe II: Solfuri, (S2-)[es: FeS2 —> Pirite]; - Classe III: Alogenuri, (Cl-, F-, Br-, I-)[es: CaF2 —> Fluorite, NaCl —> Alite]; - Classe IV : Ossidi e Idrossidi, (O2-, OH-)[es: Fe3O4 —> Magnetite]; - Classe V: Carbonati, (CO32-)[es: CaCO3 —> Calcite, CaMg(CO3)2 —> Dolomite, Cu2(OH2/CO3) —> Malachite]; 149 - Classe VI : Solfati (SO42-) [es: Ca(SO4)2H2O —> Gesso, CaSO4 —> Anidrite] - Classe VII : Silicati (SiO44-) [es: (Mg, Fe)2SiO4 —> Olivina] I silicati sono i principali costituenti delle rocce, formati da strutture di blocchi fondamentali, vale a dire dei tetraedri composti da un atomo di silicio e 4 di ossigeno. In base a come si combinano tra loro i tetraedri, si formano vari tipi di minerali. I silicati più comuni sono i minerali sialici, ricchi di Si e Al, ma anche Na e K, di colore chiaro (es: Muscovite, Plagioclasi, K Feldspati, Feldspatoidi, Quarzo) e i minerali femici, ricchi di Fe e Mg, di colore scuro (es: Olivina, Pirosseni, Anfiboli, Biotite). B) RICONOSCIMENTO MACROSCOPICO Per riconoscere i minerali si utilizzano dei caratteri diagnostici che ci permettono di capire, in base alle loro caratteristiche, quale minerale stiamo trattando. Di seguito elencati i diversi caratteri. Abito cristallino Forma del minerale o meglio dei cristalli. Può essere: ‣ Euedrale o idiomorfo —> Cristallo delimitato da facce cristalline; ‣ Subedrale o ipidiomorfo —> Cristallo delimitato solo da alcune facce cristalline; ‣ Anedrale o allotriomorfo —> Cristallo privo di facce cristalline. Colore Chiaro (bianco, grigio, rosa, rosso) o scuro (nero, verde, blu). Geminazione Associazione di due o più cristalli della stessa specie mineralogica mediante un piano di giunzione comune (piano di geminazione). Superfici di sfaldatura Superfici di frattura (coesione minima) parallele alle facce cristallografiche. La sfaldatura riflette la struttura interna e la forza del legame chimico che è diversa nelle differenti direzioni cristallografiche. 150 Lucentezza Vitrea, metallica, perlacea, ecc. Durezza Resistenza all’abrasione o scalfitura. La determinazione delle durezza viene eseguita in base alla scala di Mohs. C) DIMENSIONI DEI CRISTALLI La dimensione dei cristalli presenti nei minerali viene classificata in tre categorie. ‣ A grana grossa: diametro cristalli > 5 mm ‣ A grana media: diametro cristalli tra 1 e 5 mm ‣ A grana fine: diametro cristalli < 1 mm 151  2 - LE ROCCE Composte da minerali e/o resti organici mineralizzati (fossili), le rocce sono classificate in tre grandi gruppi, che si differenziano tra loro per composizione chimica e mineralogica, tessiture e strutture, ma soprattutto per ambiente di formazione e genesi: rocce sedimentarie, rocce metamorfiche e rocce magmatiche. A) C I C L O L I T O G E N E T I C O Il ciclo che porta alla formazione delle tre categorie di rocce si chiama ciclo litogenetico, caratterizzato dall’interazione tra i processi endogeni (litosfera) e processi esogeni (atmosfera). Tutto ciò che si eleva al di sopra della litosfera, cioè dal livello 0, è soggetto a processi atmosferici, quali alterazione, erosione, trasporto (vento e acqua) e deposizione. Il risultato di questi processi prende il nome di sedimento. Il sedimento accumulato, nel tempo, subisce processi chimico-fisici chiamati processi di diagenesi, che compattano il sedimento trasformandolo in roccia sedimentaria. Le rocce sedimentarie, accumulandosi una sopra all’altra o con il movimento delle placche tettoniche, raggiungono profondità maggiori che comportano aumento di temperatura e pressione. Questo fa scatenare una serie di reazioni chimiche che portano alla trasformazione da roccia sedimentaria a roccia metamorfica, a seguito di cambiamenti mineralogici e tessiturali. Le rocce metamorfiche possono tornare in superficie e trasformarsi di nuovo in sedimento, oppure possono essere fuse a causa delle alte temperature e trasformarsi in magma. Risalendo verso la superficie a causa di differenze di densità o per presenza di fratture, il magma si raffredda dando origine ad un fuso silicatico e successivamente alle rocce magmatiche, che possono essere intrusive o effusive. Le prime si solidificano sotto la superficie, in tempi molto lunghi, mentre le seconde si solidificano rapidamente in superficie. Il ciclo è continuo e i continenti che abbiamo oggi sono il risultato di più cicli che si sono susseguiti in milioni di anni. Un ciclo litogenetico, infatti, dura dalle decine alle centinaia di milioni di anni. 152  3 - ROCCE MAGMATIC HE Le rocce magmatiche, chiamate anche ignee, derivano dal raffreddamento e la successiva solidificazione di un magma. Esse costituiscono il 95% delle rocce della crosta. A) MAGMA Il magma è un materiale a composizione silicatica e volatili totalmente o parzialmente fuso. Prende il nome di lava quando arriva in superficie e rilascia i gas disciolti in esso. Il magma è composto da: ‣ una parte liquida, vale a dire la parte fusa, costituita da ioni mobili, senza un’organizzazione cristallina. Gli elementi maggiormente presenti sono: Si, Al, Na, Ca, K, Mg, Mn, Fe, Ti. Gli elementi presenti in quantità minore sono: Ar, Rb, Sr, ecc.; ‣ Una parte solida, costituita da minerali a composizione silicatica cristallizzati; ‣ Una parte volatile, vale a dire gas disciolti nel fuso quali H2O, CO2, SO2, SO3, HF, HCl, S. Le proporzioni tra le parti sono variabili. Caratteristiche chimico-fisiche I parametri chimico-fisici sono: ‣ Composizione chimica —> espressa in contenuto % in ossidi. Il parametro principale è il contenuto in silice SiO2, variabile dal 40 al 75%. La diversa composizione chimica determina la classificazione del magma in: - magma basaltico —> più ricco in componente femica, abbondanza 80%; - magma andesitico —> abbondanza 10%; - magma riolitico —> più ricco in componente sialica, abbondanza 10%. ‣ Temperatura —> compresa mediamente tra 1200° e 700° C, la temperatura del magma dipende dalla composizione chimica. Magmi con maggior contenuto di SiO2 sono caratterizzati da temperature più basse rispetto ai magmi con minore contenuto di SiO2, infatti: Temp. magma basaltico >> Temp. magma riolitico. ‣ Densità —> dipende essenzialmente dalla sua composizione chimica. Magmi riolitici, con maggior contenuto di SiO2, sono caratterizzati da densità più basse (2,2 g/cm3) rispetto ai magmi basaltici, cioè con minore contenuto di SiO2 (2,6 g/cm3). La densità 153  aumenta con la pressione e diminuisce con la temperatura e con il contenuto in H2O. Il contrasto di densità tra magma e rocce solide circostanti con densità maggiore è uno dei fattori che regola la risalita del fuso. La densità della roccia magmatica aumenta quando il magma solidifica: la densità di un basalto (circa 2.8 g/cm3) è maggiore di quella del corrispondente magma basaltico (circa 2.6 g/cm3). ‣ Viscosità —> è la resistenza che il magma oppone al flusso e viene misurata in poise (g/ cm s) o in Pascal secondi (kg/m s). Maggiore è la temperatura del fuso minore è la viscosità. La diminuzione di temperatura e il conseguente raffreddamento del magma, con solidificazione in cristalli per le fasi solide e sacche di gas per le fasi gassose, determina un aumento di viscosità. La presenza di elementi volatili o di acqua, finché sono disciolti, riduce la viscosità del magma. Il magma basaltico ha una viscosità pari a 102 Pas, mentre quello riolitico pari a 107 Pas. B) GENESI DELLE ROCCE Il processo di formazione e messa in posto del magma e la conseguente formazione di rocce magmatiche è composto dalle seguenti fasi: - Genesi del magma per fusione parziale della sorgente (crosta o mantello superiore); - Accumulo e stagnazione in una camera magmatica profonda con processi di differenziazione magmatica (magma secondario); - Risalita del magma nella crosta per contrasto di densità con le rocce circostanti attraverso condotti chiamati dicchi alimentatori. - Solidificazione all’interno della crosta, con lento raffreddamento e formazione di rocce magmatiche intrusive e/o effusione in superficie con raffreddamento rapido e formazione di rocce magmatiche effusive. Tempo di raffreddamento Le rocce effusive hanno tempi molto rapidi di raffreddamento, variabili da ore a giorni, a causa della loro repentina espulsione. Questo fa sì che i cristalli non abbiano il tempo di organizzarsi in sistemi cristallini ben definiti, portando alla formazione di vetro vulcanico. Le rocce intrusive, invece, hanno tempi molto lenti di raffreddamento, variabili da centinaia a milioni di anni, permettendo ai cristalli di formarsi e organizzarsi rendendo le rocce completamente cristalline. Questa grande differenza permette la distinzione tra i due tipi di roccia. 154 C) CL ASSIFIC AZIONE ROCCE MAGMATIC HE La classificazione delle rocce magmatiche i basa su due criteri principali: ‣ Tessitura —> consente di distinguere le rocce effusive da quelle intrusive. Le rocce effusive hanno una tessitura in parte costituita dai pochi minerali che hanno avuto il tempo di formarsi e in parte costituita da una sostanza amorfa, il vetro. La tessitura in questo caso prende il nome di Afanitica/Porfirica (minerali visibili nella matrice amorfa) o Afirica (nessuna fase mineralogica visibile). Le rocce intrusive, invece, hanno una tessitura completamente costituita da minerali, che prende il nome di tessitura Faneritica o Olocristallina. ‣ Composizione mineralogica —> si determina mediante il riconoscimento delle fasi mineralogiche che cristallizzando dal magma vanno a costituire la roccia magmatica. Per farlo si effettua l’analisi dei minerali primari fondamentali riconoscendo quelli presenti tra i nove più comuni (quarzo, plagioclasio, K-feldspato, feldspatoidi, mica bianca, biotite, pirosseno, olivina, anfibolo). Per le rocce intrusive, sulla base dei minerali prevalenti, possiamo definire la concentrazione di silicati (ultrabasica, basica, intermedia, acida) e il contenuto in femici (sialica, intermedia, mafica, ultramafica). A livello macroscopico il riconoscimento dei minerali nelle rocce intrusive è molto più semplice rispetto alle rocce effusive. Indice di colore Parametro utilizzato per una classificazione composizionale qualitativa, SOLO PER ROCCE INTRUSIVE. Viene indicato con la percentuale in volume dei minerali scuri (femici) sul totale dei minerali costituenti la roccia. In particolare, a seconda del valore dell’indice di colore, si avrà: ‣ I.C. > 85% —> Melanocratiche o Ultramafiche (ultrabasiche, SiO2 < 45%); ‣ 55% < I.C. < 85% —> Melanocratiche o Mafiche (basiche, 45% < SiO2 < 52%); ‣ 25% < I.C. < 55% —> Mesocratiche o Intermedie (intermedie, 52% < SiO2 < 65%); ‣ 5% < I.C. < 25% —> Leucocratiche o Sialiche (acide, SiO2 > 65%); D) MINERALI COSTITUENTI DELLE ROCCE MAGMATIC HE I minerali primari fondamentali che comunemente costituiscono la parte rilevante caratterizzante le rocce magmatiche sono distinguibili in due gruppi: 155  Minerali sialici —> ricchi in Si e Al, di colore chiaro (grigio, bianco, rosa, rosso mattone). Sono minerali sialici: - Quarzo; - Feldspati alcalini; - Plagioclasi; - Nefelina; - Leucite; - Muscovite. Minerali femici —> ricchi in Fe e Mg, di colore scuro (giallo, verde, verde scuro, nero). Sono minerali femici: - Olivina; - Ortopirosseni; - Clinopirosseni; - Anfiboli; - Biotite. Minerali sialici Quarzo Colore variabile dal grigio al grigio scuro ed abito irregolare (generalmente prismatico con contorno esagonale, ma solitamente è anedrale). Lucentezza vitrea , assenza di sfaldature e invece la presenza di frattura concoide. Resiste alla scalfittura utilizzando una lama o un chiodo di acciaio. Feldspati potassici Abito generalmente prismatico (colonnare o tabulare). Colore variabile da rosa (più comune) a bianco, incolore o addirittura rosso mattone nelle rocce plutoniche. Lucentezza non metallica. Piano di geminazione ben visibile. Sistema di sfaldature con piani a 90°. 156 Plagioclasi E’ un silicato di calcio e sodio con variazione continua della composizione da Anortite ad Albite. Abito a prismi colonnari più o meno allungati. Colore bianco ghiaccio oppure grigio chiaro, in alcun rocce presenta colore grigio scuro o bluastro. Sfaldature a 90° e piani di geminazione meno marcati che nel feldspato potassico. Muscovite Fa parte del gruppo delle miche. Abito lamellare, prismi tabulari a contorno esagonale. Presenta sfaldatura basale perfetta. Generalmente incolore. Lucentezza vitrea. Minerali femici Olivina Abito granulare, prismi generalmente tozzi. Frattura concoide. Colore dal verde oliva al giallastro (bruniccio per alterazione) con lucentezza vitrea. Pirosseni Ne fanno parte l’Augite e il Diallagio. L’Augite ha abito prismatico, per lo più di aspetto tozzo. Sfaldatura a 90° secondo il prisma verticale. Colore generalmente nero-verdastro o bruno scuro. Il Diallagio ha abito prismatico, con cristalli spesso di grandi dimensioni, in genere malformati, di aspetto quasi lamellare. Duro, fragile e perfettamente sfaldabile. Sfaldatura a 90° secondo il prisma verticale. Colore verde grigiastro o bruno chiaro con lucentezza quasi metallica. Augite Anfiboli Il più comune è l’Orneblenda. Abito a cristalli prismatici più o meno allungati, raramente aghiformi. Sfaldatura perfetta a 60°/120°. Generalmente da verde scuro a nero. Orneblenda Biotite Fa parte del gruppo delle miche. Abito lamellare, prismi tabulari a 157 contorno esagonale. Presenta sfaldatura basale perfetta. Colore. Nero con sfumature brune, bruno rossastre o verdi. Lucentezza vitrea. Ordine di cristallizzazione L’ordine di cristallizzazione delle rocce al diminuire della temperatura viene descritto dalla serie di Bowen. La parte sinistra è la serie discontinua, che rappresenta l’ordine di cristallizzazione dei minerali femici. La parte destra, invece, è la serie continua, che rappresenta l’ordine di cristallizzazione dei minerali sialici. Quest’ultima è rappresentata dalla serie dei Plagioclasi, che vanno da quelli ricchi in Ca (Anortite), che cristallizzano a T più alte, a quelli ricchi in Na (Albite), che cristallizzano a T più basse. Gli atomi di Ca, abbassandosi la T, vengono sostituiti nel reticolo cristallino da atomi di Na mano a mano che si abbassa la T. 158 Nel grafico vediamo come i minerali cristallizzano in certi intervalli di temperatura, dalle più alte alle più basse (andando dall’alto al basso nel grafico), determinando, quindi, un ordine di cristallizzazione del magma che pian piano si raffredda e determinando la non coesistenza di certi minerali con altri all’interno di una roccia. La serie è leggibile anche al contrario, nel caso in cui si voglia determinare l’ordine di fusione dei minerali. 159 E) ESEMPI DI ROCCE MAGMATIC HE Ecco alcuni esempi di rocce magmatiche, in riferimento alla serie di Bowen ordinate dal basso (rocce sialiche acide) verso l’alto (rocce ultramafiche basiche). Granito —> roccia acida intrusiva con tessitura faneritica olocristallina a grana da fine a grossa. Vi possono essere graniti con tessitura porfirica. I minerali sono quarzo (20-50%), plagioclasio e K-feldspato (30-60%), biotite e muscovite (5-10%); Riolite —> roccia acida effusiva con tessitura afanitica ipocristallina a grana fine. Spesso presenta tessitura porfirica con fenocristalli costituiti da quarzo, plagioclasio e K-feldspato. E’ il corrispondente effusivo del Granito. Gabbro —> roccia mafica intrusiva con tessitura faneritica olocristallina a grana da fine a grossa. I minerali sono plagioclasio, pirosseno +/- olivina. Basalto —> roccia mafica effusiva con tessitura afanitica ipocristallina e/o porfirica con fenocristalli costituiti da plagioclasio e pirosseno. E’ il corrispondente effusivo del Gabbro. F) CL ASSIFICAZIONE MODALE Rocce non ultramafiche E’ possibile classificare le rocce magmatiche intrusive con I.C. < 85% (basiche, intermedie, acide) in modo quantitativo attraverso la classificazione modale (moda = % in volume dei minerali costituenti). Si effettua determinando la percentuale dei minerali fondamentali presenti nella roccia prendendo in considerazione i minerali primari sialici, vale a dire quarzo, feldspato alcalino e plagioclasio, riportando poi i valori in un diagramma ternario. E’ possibile allargare la classificazione aggiungendo un’altra percentuale, cioè quella dei feldspatoidi, e riportare i valori in un diagramma a rombo QAPF (Q = quarzo, A = k feldspato, P = plagioclasio, F = feldspatoidi), detto anche Diagramma di Strackeisen. 160 Rocce ultramafiche Le rocce ultramafiche, quindi con I.C. > 85%, sono classificate in base alla concentrazione dei minerali mafici principali quali olivina, ortopirosseno, clinopirosseno, riportando i valori delle concentrazioni in un diagramma ternario. Altre fasi mineralogiche mafiche presenti come minerali accessori (< 1-2%) sono: anfibolo, biotite, minerali opachi. G) PEGMATITI Le pegmatiti sono un particolare tipo di rocce che si genera in condizioni intrusive (subvulcaniche) e le accompagnano generalmente plutoni di tipo "granitico" in senso lato. Le pegmatiti si formano generalmente in giacitura "filoniana", cioè in corpi di tipo tabulare, prodotti dall'iniezione dei fluidi residui della cristallizzazione dei magmi all'interno di fratture circostanti il plutone. Aspetto macroscopico: Grana molto grossa dei minerali che le compongono: non di rado essi superano il decimetro; Compenetrazione dei cristalli; 161 Mineralogia: Minerali sialici tipici di bassa temperatura (quarzo, feldspato potassico, plagioclasio albitico, muscovite e biotite). Minerali rari ed accessori delle altre rocce intrusive, come berillo, tormalina, granato, topazio, miche di Litio (lepidolite), corindone, etc. Questi minerali fanno delle pegmatiti potenziali risorse di elementi e minerali rari e/o preziosi, dall'elevato interesse economico. H) FENOMENI MAGMATICI Tutti i fenomeni magmatici che avvengono sulla terra non superano la profondità della crosta terrestre e sono strettamente connessi al movimento delle placche. I principali corpi che interessano un fenomeno magmatico sono 4: ‣ Plutoni (o camere magmatiche) —> corpi lenticolari di dimensione chilometrica (5-20 km in pianta). Ricoprono una superficie che va dai 10 ai 100 km2. Un’associazione di Plutoni con dimensioni dai 100 fino ai 100.000 km2 di estensione è detta Batolite; ‣ Laccoliti —> corpi pseudolenticolari con fondo piatto. Estensione inferiore ai 10 km2; ‣ Dicchi —> corpi verticali o subverticali, in fratture che attraversano le rocce incassanti; ‣ Sill —> corpi tabulari ad andamento sub-orizzontale parallelo alle discontinuità meccaniche delle rocce incassanti, generalmente legato al passaggio del magma da una roccia ad un’altra di diverso tipo. Estensione inferiore ai 10 km2. 162 Esempi di fenomeni magmatici sono il Monte Capanne dell'Isola d’Elba, plutone esumato costituito da Granito, e il suo corrispondente effusivo, l’Isola di Capraia, parte sommitale di un vulcano estinto, costituita da Rioliti. Un esempio di Batolite è il Sierra Nevada in California. Attività vulcanica Il magma risale attraverso i condotti (dicchi alimentatori) per contrasto di densità. La diminuizione della P favorisce la perdita di volatili che essolvono e formano una fase gassosa (bolle). Le bolle hanno densità più bassa del magma e quindi tendono a risalire più velocemente del magma che le contiene. Se la viscosità del magma è bassa (magma basaltico) i gas si liberano dal magma, con una degassazione lenta, determinando un’eruzione effusiva. Se la viscosità del magma è alta (magma riolitico) e la quantità di gas disciolta è abbondante, l’aumento di pressione di volatili (gas) determina, in condizioni superficiali, la degassazione improvvisa con sviluppo di un’eruzione esplosiva. Prodotti I prodotti dell’attività vulcanica sono diversi a seconda dell’eruzione: ‣ Attività effusiva —> determina la fuoriuscita lenta di magma, generando lave e rocce magmatiche effusive; ‣ Attività esplosiva —> determina una fuoriuscita violenta, generando prodotti piroclastici (tefra) e rocce piroclastiche (tufi). Queste ultime prendono nomi diversi a seconda della granulometria: 163  - 0,06 mm > ceneri; - 2 mm > sabbie > 0,06 mm; - 64 mm > lapilli > 2 mm; - 64 mm < bombe e/o brecce. Vulcani I vulcani sono classificati in base al tipo di apparato esterno e al tipo di attività eruttiva. Entrambe le caratteristiche sono strettamente legate alla composizione del magma e della camera magmatica e, quindi, della lava. I principali tipi di vulcani sono due: ‣ Vulcani a scudo —> presentano fianchi con pendenza moderata e sono originati da effusioni di lava ripetute nel tempo (migliaia e/o decine di migliaia di anni). La scarsa viscosità del magma basaltico (102 Pas) consente lo scorrimento della lava sul terreno fino ad a molti km di distanza prima del raffreddamento finale. I maggiori vulcani del pianeta sono vulcani a scudo. Il più grande vulcano a scudo del mondo attivo è il Mauna Loa nell’arcipelago delle Hawaii. Ha un’altezza di 4169 m.s.l.m., ma la sua base è situata circa 5000 metri sotto il livello del mare. L’ altezza effettiva è di oltre 9000 metri, mentre il suo diametro alla base è di circa 250 km. ‣ Vulcani a cono (o stratovulcani) —> sono originati da eruzioni di lave ad alta viscosità e sono caratterizzati da alternanza di attività effusiva ed esplosiva, anche se quest’ultima è predominante. L’apparato vulcanico è costituito da colate laviche e piroclastiti (materiale solido o semisolido espulso durante le fasi esplosive). Eruzioni di questo tipo possono essere molto violente, come quella del Vesuvio che seppellì Pompei ed Ercolano, con esplosioni che possono arrivare a distruggere l'intero vulcano o parte di esso. 164 Altra classificazione può essere fatta in base al tipo di attività eruttiva. Si distinguono vulcani di: Tipo hawaiano —> eruzioni con effusione di lave basaltiche da un cratere centrale circolare; Tipo islandese —> sono chiamati anche vulcani fissurali poiché le eruzioni di lave basaltiche avvengono attraverso lunghe fenditure e non da un cratere circolare. Le colate tendono a formare degli altopiani basaltici (plateaux basaltici). L’attività è fissurale con allineamento di coni vulcanici; 165  Tipo stromboliano —> eruzioni di magmi andesitici molto viscosi con emissione a intervalli regolari di ceneri, frammenti di lava e colate di lava. L’attività è sia effusiva che esplosiva; Tipo vulcaniano —> eruzioni esplosive con emissione di frammenti di lava e nuvole di gas cariche di ceneri. Le esplosioni possono produrre fratture, la rottura del cratere e l'apertura di bocche laterali; Tipo vesuviano —> eruzioni simili al tipo vulcaniano, ma attività sostenuta, tale da determinare lo svuotamento della camera magmatica e la risalita veloce di magma da zone profonde; Tipo peleano —> le eruzioni sono prodotte da magma molto viscoso. Si formano frequentemente nubi ardenti, formate da gas e lava polverizzata e terminano con il collasso parziale o totale dell'edificio vulcanico. 166