I DUOMI VULCANICI

I DUOMI VULCANICI

I duomi consistono in strutture vulcaniche, generalmente di dimensioni non molto grandi, formate dall'accumulo di lava viscosa. 

Un duomo viene detto endogeno, quando comincia a formarsi all'interno del condotto per la lenta risalita di un flusso di lava molto viscosa. La lava si raffredda nelle zone più esterne e, se l'alimentazione non si interrompe, la spinta del materiale caldo rompe la crosta solida.

La continua frantumazione delle parti solidificate forma un accumulo di brecce che presentano un passaggio sfumato con il corpo di lava massiva. Le brecce (talus) sono composte da blocchi spigolosi che rotolano dal fianchi del duomo e si depositano intorno alla base, accrescendosi fino a dare una forma conica alla struttura, originariamente pressocché cilindrica o comunque con fianchi molto ripidi.

Il deposito di brecce è quasi sempre privo di strutture, anche se talvolta può presentare stratificazioni con livelli di elementi più grossolani alternati ad altri più fini o a livelli di ceneri derivanti da occasionali esplosioni.

Si forma un duomo esogeno quando la lava fuoriesce dal condotto ma, essendo troppo viscosa, non dà luogo a una colata e si accumula nelle vicinanze del punto di emissione. In questo caso la parte apicale del domo presenta una forma un po' depressa.

Morfologicamente, i duomi esogeni presentano fianchi molto ripidi e sezione circolare o leggermente ovale con la superficie superiore piatta o concava. La forma è condizionata dalla possibilità di espansione laterale della lava e questo dipende dalla viscosità della colata e dalla pendenza del terreno.

Se la posizione è sul fianco di un cono principale o, comunque su di un terreno non piatto, l'estrusione tenderà ad essere assimmetrica nel senso della pendenza, dando luogo anche a piccoli flussi di lava.

Alcuni duomi presentano una struttura interna che consiste in una serie di strati concentrici formati dalla differente capacità di scorrimento delle varie porzioni di lava. Queste forme vengono dette a struttura cipollare.

Più spesso non presentano strutture, se si esclude il graduale passaggio dalla parte brecciata alla parte massiva, o lo sviluppo di fratture e la formazione di strati a scorrimento differenziato con geometria a ventaglio divergente dal punto di emissione.

Un tappo di lava solidificata all'interno di un condotto vulcanico può essere spinto all'esterno dalla pressione dei gas che non si sono potuti liberare gradualmente per l'occlusione del condotto. Queste protusioni solide prendono il nome di spine o pitoni.

Una volta sollevato il tappo di lava, i gas con eventuale magma in risalita possono uscire violentemente alla base della spina e provocare esplosioni direzionali e formazione di correnti piroclastiche.

Tra le spine più famose vi sono quella estrusa nel 1902, all'inizio del mese di luglio, sulla cima del duomo in formazione a Pelée (Martinica) e quella molto più grande formatasi successivamente durante la stessa eruzione.

Durante le prime fasi di crescita, le spine presentano una forma angolare in sezione trasversale, ma tendono a diventare sempre più rotondeggianti con il passare del tempo.

Molte spine, come quella di Pelée, hanno un lato verticale e uno curvo, lisciato e striato dal passaggio attraverso il carapace solido del duomo. La grande spina di Pelée, come quasi ogni altra, ebbe vita breve e si distrusse nel settembre del 1903.

Il crollo di una spina (o di un duomo) è favorito dalle esplosioni che si producono alla sua base per la liberazione dei gas magmatici lungo le superfici di separazione tra la spina e la crosta del duomo.

Le esplosioni alla base dei duomi di Chaos Crags (Lassen Peak, California) hanno provocato, tra 300 e 600 anni fa, il collasso di parte dei duomi e una valanga di rocce (Chaos Jumbles) che percorse oltre 5 km nella valle. 

Tra i duomi più grandi si ricordano quello sul Lassen Peak in California (600 m di altezza e un paio di km il diametro basale). Tra i più recenti vi sono quello formatosi nel 1866 all'interno della caldera di Santorini, quelli di Pelée del 1902 e 1929, quello cresciuto all'interno del cono del St. Helens squarciato dall'eruzione del 1980 e del Bezimianny in Kamchatka nel 1956.