A
-’ A-M S
5.1 I
All’interno del progetto GNV 2001-03/17: ‘Simulazioni di scenari eruttivi per i Campi Flegrei sulla base di studi di campagna, di laboratorio e numerici, e impli-cazioni per la pericolosità vulcanica’, ormai giunto al suo termine, è stata acquisita da parte dei ricercatori coinvolti una notevole esperienza nelle simulazioni della risalita del magma durante le fasi magmatiche dell’eruzione di Agnano-Monte Spina (≈ 4100 BP). Questa esperienza, insieme al notevole interesse che l’eruzione riveste nel quadro dello studio della pericolosità vulcanica della caldera flegrea, rende tale eruzione un caso test ideale per l’applicazione del nuovo codice di risalita, come modificato nel corso di questa tesi. L’insieme dei dati di input caratterizzanti le fasi eruttive studiate è mutuato da una precedente tesi di lau-rea (Luciani, Università di Pisa, a.a.2002-2003), sviluppatasi anch’essa nell’ambito dell’Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia di Pisa e del progetto GNV sopra citato.
5.1.1 I C F
I Campi Flegrei costituiscono un complesso sistema vulcanico situato ad ovest di Napoli al centro della Piana Campana, un bacino neogenico sviluppatosi sul lato tirrenico della Catena Appenninica e delimitato a NW dal Monte Massico,
a NE dalle montagne di Caserta e Nola e a SE dalla Penisola Sorrentina (vedi figura 5.1). Questo sistema, costituito da diversi centri eruttivi, è posto all’interno di una grande caldera con forma ellittica che risulta parzialmente sommersa e parzialmente obliterata dai prodotti vulcanici più recenti. La struttura della caldera, che appare sprofondata di 400 m nella sua parte interna, è dovuta a due principali collassi: il primo risale a circa 39000 anni BP ed è legato all’eruzione dell’Ignimbrite Campana (Rosi et al., 1996; Civetta et al., 1997); il secondo, risalente a circa 15000 anni BP, ed è associato all’eruzione del Tufo Giallo Napoletano (TGN) (Deino et al., 2004; Orsi et al., 1992).
Figura 5.1: Schema geologico-strutturale della piana campana; sono indicati anche alcuni dei principali centri eruttivi.
di quiescenza di circa 3400 anni (Di Girolamo et al., 1984; Rosi and Sbrana, 1987)]. Tale eruzione, l’elevato livello di sismicità dell’area (De Natale et al., 1991), i nu-merosi episodi di sollevamento e subsidenza del suolo (Caputo, 1979), l’esistenza di una marcata anomalia termica nel sottosuolo (de Lorenzo et al., 2001; de Lo-renzo and Mongelli, 2001) e la presenza di un esteso campo fumarolico nell’area del cratere della Solfatara (Chiodini et al., 2001) testimoniano che i Campi Flegrei sono un vulcano ancora attivo e potenzialmente pericoloso.
La storia eruttiva dei Campi Flegrei è stata inizialmente ricostruita in un volu-me speciale edito dal Consiglio Nazionale delle Ricerche (Rosi and Sbrana, 1987), e successivamente approfondita e dettagliata in un ampio numero di lavori (Orsi et al., 1992; Orsi et al., 1995; Orsi et al., 1996; Orsi et al., 1999; Orsi et al., 2004; Civetta et al., 1997; Di Vito et al., 1999; de Vita et al., 1999; Dellino et al., 2001; Isaia et al., 2004; Ort et al., 1999; Rosi et al., 1996; Rosi et al., 1999; de’ Gennaro et al., 1999; De Vito et al., 2001; Deino et al., 2004).
L’attività vulcanica tipica dei Campi Flegrei è stata suddivisa in due periodi (pre-caldera e post-caldera) separati dal collasso calderico legato all’Ignimbrite Campana (Rosi and Sbrana, 1987).
L’attività pre-caldera si è concentrata in numerosi piccoli centri eruttivi alla periferia dell’area vulcanica ed è caratterizzata da magmi prevalentemente tra-chitici i cui prodotti più antichi risalgono a circa 45000 anni BP. A questo periodo pre-caldera risalgono le colate di lava e i duomi (Civetta et al., 1997).
L’attività post-caldera (vedi figura 5.2) è localizzata all’interno della depressio-ne calderica ed è principalmente di tipo pliniano e freatomagmatico i cui prodotti sono, dunque, prevalentemente piroclastici. La composizione delle rocce varia da trachibasaltica a trachitica-fonolitica peralcalina; i prodotti più diffusi sono trachi-ti e alcalitrachitrachi-ti. Nel periodo compreso tra i due collassi calderici (39000-15000 BP) l’attività vulcanica è prevalentemente sottomarina, sia all’interno della calde-ra che sui bordi, poiché il collasso legato all’Ignimbrite Campana ha permesso al mare di invadere la zona. L’attività successiva all’eruzione del Tufo Giallo Napo-letano è stata suddivisa in tre epoche (Orsi et al., 1996) intervallate da periodi di quiescenza:
I Epoca. Dura da 14900 a 9500 anni BP ed è caratterizzata da un’attività
preva-lentemente piroclastica che produce spessi depositi di tephra in tutta l’area calderica, soprattutto nell’area centrale dove i prodotti sono
prevalentemen-te trachitici. L’eruzione di più alta magnitudo è stata quella delle Pomici Principali (10300 BP).
II Epoca. Si sviluppa tra 8600 e 8200 anni BP, dopo un periodo di quiescenza di
circa 1000 anni. L’attività esplosiva è di bassa magnitudo, prevalentemente localizzata ai margini della candera del TGN.
III Epoca. Si sviluppa tra 4800 e 3800 anni BP dopo un periodo di quiescenza
di circa 3500 anni caratterizzato dal sollevamento del blocco della Starza, nel settore settentrionale del Golfo di Pozzuoli. I centri vulcanici migrano progressivamente verso il centro della caldera con una contemporanea di-minuzione dell’intensità dell’attività. Gli eventi maggiori sono concetrati nella zona orientale dove si verifica anche l’evento principale, l’eruzione pliniana di Agnano-Monte Spina (4100 BP, (de Vita et al., 1999; Dellino et al., 2001; Dellino et al., 2004)). I prodotti delle eruzioni sono principalmente di tipo piroclastico.
L’ultimo periodo di quiescenza è stato interrotto nel 1538 dall’eruzione di Monte Nuovo. Il periodo prima dell’eruzione è caratterizzato da forte bradisismo (sol-levamento e subsidenza del suolo) che ha prodotto prima un’abbassamento del fondo della caldera di circa 10 m e poi un sollevamento culminato nell’eruzione di Monte Nuovo. I fenomeni di bradisismo si sono protratti fino ai giorni nostri; la crisi bradisismica del 1982-84 ha prodotto un complessivo sollevamento del suolo della caldera di circa 3.5 m.
5.1.2 L’ A-M S (4100 B.P.)
L’eruzione di Agnano-Monte Spina è classificata come l’evento più impor-tante della III epoca dell’attività post-caldera dei Campi Flegrei ed è considerata rappresentativa del massimo evento possibile in caso di riattivazione dell’area flegrea (Rosi and Santacroce, 1984; de Vita et al., 1999; Dellino et al., 2001; Dellino et al., 2004). La bocca eruttiva si trovava nella piana di Agnano, e si è attivata in seguito ad un regime di stress distensivo che ha permesso l’intrusione di un dicco all’interno di una faglia normale (Rosi and Sbrana, 1987; de Vita et al., 1999; Orsi et al., 1996). Il serbatoio magmatico conteneva due magmi distinti, trachitico nella parte inferiore e alcali-trachitico nella parte superiore, che si sono mescolati durante l’eruzione (Civetta et al., 1997).
Figura 5.2: Cronogramma della storia vulcanica dei Campi Flegrei post-Ignimbrite Campana (da Orsi et al., 2004)
L’evento è stato suddiviso in cinque fasi eruttive in base alla dinamica e alla dispersione dei prodotti piroclastici (de Vita et al., 1999). La sequenza piroclastica comprende una breccia vulcanica poligenica e varie unità di flusso e surge nella zona prossimale e livelli di fall pliniani nella zona distale. Tale sequenza è stata
Figura 5.3: Sezione stra-tigrafica tipo dell’eru-zione di Agnano-Monte Spina (Dellino et al., 2001)
suddivisa in sei membri (da A a F) e sottomembri (vedi figura 5.3).
La prima fase eruttiva è stata caratterizzata da un’i-niziale interazione magma-acqua, da una successiva esplosione magmatica, che ha prodotto una colonna eruttiva di circa 5 km, e dal collasso di quest’ultima in concomitanza con nuove esplosioni freatomagmatiche. Le esplosioni precedenti al collasso della colonna han-no prodotto il livello cineritico A1, mentre il collasso stesso e le successive esplosioni hanno generato i flussi e i surge piroclastici del sottomembro A2.
La seconda fase ha avuto inizio con un’esplosio-ne magmatica che ha prodotto una colonna eruttiva pulsante alta fino a 23 km (livello di caduta B1) ed è proseguita con dei flussi piroclastici associati. Suc-cessivamente un nuovo sistema di fratture e un col-lasso vulcano-tettonico hanno dato origine a nuovi punti di emissione caratterizzati da esplosioni freato-magmatiche; queste esplosioni hanno prodotto flussi e surge piroclastici e depositi di fallout stromboliani (li-vello B2 contenente brecce). Esse sono state seguite da una pausa nell’attività eruttiva che ha permesso la de-posizione della cenere dispersa nell’atmosfera (livello C), e l’erosione dei livelli già deposti sui pendii. I depo-siti mostrano che, mentre nella precedente fase eruttiva e nella prima parte di questa è stato coinvolto solo il magma alcali-trachitico, nelle eruzioni freatomagmati-che si ha il mescolamento tra il magma trachitico e la parte rimanente di quello alcali-trachitico.
fratturazione delle rocce al di sopra della camera
mag-matica che comporta la ripresa dell’attività con esplosioni di tipo freatomagmatico che hanno prodotto surge piroclastici (livello D0). Successivamente le esplosioni sono diventate prevalentemente magmatiche e hanno prodotto una colonna di circa 27 km (livello D1); contemporaneamente si è verificata la migrazione del centro di emissione verso sud, all’interno della piana di Agnano. I depositi mo-strano un’alta presenza di litici alterati in corrispondenza di queste fasi. A questo punto si è verificato un collasso calderico lungo le faglie al margine della piana, che ha confinato i depositi piroclastici di flusso dovuti al collasso della colonna, all’interno della caldera stessa (livello D2). Lungo queste faglie si sono aperti nuovi punti di emissione che hanno prodotto flussi piroclastici che sono riusciti a superare i bordi della caldera invadendo la piana.
L’inizio della quarta fase è segnato da esplosioni freatomagmatiche causate dall’ennesima intrusione di acqua di falda e fluidi geotermici nel serbatoio; que-ste esplosioni hanno prodotto una nube di cenere depostasi nel livello E1 (dove si ritrovano intercalati anche depositi di surge piroclastico). Le successive esplosio-ni, principalmente magmatiche, hanno generato prima colonne pulsanti (livello E2) e poi collassanti che hanno prodotto correnti piroclastiche diluite (base del livello E3). Questa fase, caratterizzata anche dalla migrazione dei centri eruttivi verso il settore NW della piana di Agnano, si è conclusa con esplosioni guidate dall’ulteriore interazione tra magma e acqua (tetto del livello E3).
Nell’ultima fase si sono susseguite esplosioni freatomagmatiche discrete dovu-te che hanno prodotto i depositi di caduta di cenere del livello F. Questo livello, che marca la fine dell’eruzione, si chiude con la deposizione delle particelle sospese nell’atmosfera.
5.2 S
Dopo aver concluso i diversi studi parametrici, il nuovo codice di calcolo è stato applicato all’eruzione di Agnano-Monte Spina, al fine di valutare l’influenza della geometria del condotto vulcanico su un’eruzione reale.
La fase eruttiva utilizzata per le simulazioni è la B1, una tra quelle di maggiore intensità nell’eruzione di Agnano-Monte Spina, e caratterizzata da una colonna convettiva che, in seguito a parziale collasso, ha prodotto flussi piroclastici ben
riconoscibili in aree prossimale (de Vita et al., 1999). Questa fase è interpretata come prevalentemente magmatica, con scarso o nullo intervento di acqua di origine esterna al magma (Dellino et al., 2001). Nei depositi è rappresentata da livelli di pomici di ricaduta in tercalati a livelli cineritici contenenti clasti pomicei e frammenti con strutture che indicano la deposizione contemporanea da fallout e da flussi piroclastici (Rosi and Bertagnini, 2001).
Il magma presenta una composizione trachitica (vedi tabella 5.1) con una tem-peratura stimata a 1100 K. Il contenuto in cristalli del magma è del 10% in volume
circa e la frazione in volume del solido (φc), costituito da cristalli, aggregati
cristallini e litici, è di 0.2831. In base alla corrispondenza tra l’assemblaggio mine-ralogico naturale e sperimentale (Rutherford et al., 2001), la pressione all’interno della camera magmatica è stata fissata uguale a 98 MPa , corrispondente ad una
profondità di 4000 m. Il flusso di massa ha un valore compreso tra 2.5 · 107e 1 · 108
kg/s (Rosi and Bertagnini, 2001).
SiO2 TiO2 Al2O3 Fe2O3 FeO MnO MgO CaO Na2O K2O
61.26 0.38 18.38 1.17 2.33 0.14 0.74 2.97 4.58 8.04
Tabella 5.1: Composizione della trachite AMS nella fase eruttiva B1 (da Romano et al., 2003)
Precedenti studi (Papale, 2001b; Neri, 2001) in cui è stata analizzata la dinamica di dispersione in atmosfera nelle fasi B1 e D1 dell’eruzione di Agnano-Monte Spina hanno mostrato che, in base alle caratteristiche di queste fasi, quantità di acqua minori del 4% in peso comportano il collasso della colonna eruttiva, quantità maggiori del 6% in peso favoriscono la formazione di colonne eruttive convettive e quantità intermedie producono colonne eruttive transizionali; confrontando questi risultati con la ricostruzione della dinamica delle due fasi eruttive è risultato che il contenuto in acqua del magma più probabile è compreso tra il 4 e 6% in peso.
Dallo studio dei livelli dei depositi corrispondenti alla fase B1, Luciani (Uni-versità di Pisa, a.a. 2002-2003) ha ricavato la percentuale dei diversi componenti, ovvero pomici, cenere (vescicolarità < 15%) e solido (costituito da frammenti litici+cristalli+aggregati cristallini) e le loro caratteristiche (densità e diametro caratteristici) (vedi tabella 5.2). Per semplicità, nel presente lavoro di tesi è stato considerata la presenza di un’unica classe di particelle dopo la frammentazione,
avente diametro idraulico uguale al diametro idraulico equivalente ottenuto da (Kunii and Levenspiel, 1991):
d = " wS ρS + wP ρP + wC ρC # " wS ρSdS + wP ρPdP + wC ρCdC #−1 (5.1) dove w è la frazione in peso, ρ la densità caratteristica e d il diametro idraulico caratteristico dei diversi tipi di prodotti indicati dalla lettere a pedice (S=solido, P=pomice e C=cenere). Utilizzando i valori relativi alla fase B1 e riportati in tabella 5.2, si ricava un diametro idraulico equivalente di 27 µm.
diametro idraulico densità caratteristica frazione in peso
µm kg/m3
pomice 343 1042 0.32
cenere 8 2400 0.37
solido 188.3 3010 0.31
Tabella 5.2: Diametro idraulico, densità caratteristica e frazione in peso dei componenti considerati nelle simulazioni di Luciani (Università di Pisa, a.a.2002-2003).
Le simulazioni sono state eseguite fissando il flusso di massa e la geometria del condotto vulcanico, e ricavando il diametro di quest’ultimo, per semplicità assunto a sezione circolare. E’ stato scelto di uilizzare il flusso di massa massimo
possibile, ovvero 1 · 108 kg/s. La geometria del condotto è stata gradualmente
modificata in modo da passare da un condotto a sezione costante ad uno intera-mente convergente come già fatto negli studi parametrici nella sezione 4.2, al fine di valutare come la mancanza di conoscenza della geometria del condotto vul-canico (nell’assunzione monodimensionale) si trasferisa in una incertezza nella valutazione della dinamica eruttiva. Sono state utilizzate 9 geometrie differenti ottenute partendo dal condotto a sezione costante e incrementando di 500 m a partire dal tetto del condotto la lunghezza del tratto di pareti convergenti (vedi figura 5.4).
Sono state eseguite tre serie di simulazioni per un totale di 26 simulazioni: 1. nella prima serie di simulazioni è stato fissato un contenuto di acqua del 4%
di inclinazione delle pareti nel tratto convergente fosse compreso tra 0.15◦
e 0.30◦.
2. nella seconda serie di simulazioni è stato fissato un contenuto di acqua del 6% in peso e la geometria del condotto è stata costruita in modo che il rapporto tra il diametro idraulico all’uscita e quello alla base fosse lo stesso della prima serie di simulazioni.
3. nella terza serie di simulazioni è stato fissato un contenuto di acqua del 6% in peso e un angolo di inclinazione delle pareti del condotto nel tratto
convergente di circa 0.70◦.
Le prime due serie hanno permesso di valutare le variazioni nelle variabili di flusso e proprietà del magma dovute alla geometria del condotto vulcanico, per diversi contenuti di acqua. Mettendo a confronto la seconda e terza serie di simulazioni è stato possibile valutare l’effetto del grado di inclinazione delle pareti del condotto, a parità delle restanti condizioni, sulle variazioni delle variabili di flusso indotte dalla differente geometria del condotto.
L’angolo di inclinazione delle pareti di 0.15-0.30◦ è stato scelto in modo da
z c D e D0 L zc(m) SIGLA 0 0.0 500 0.5 1000 1.0 1500 1.5 2000 2.0 2500 2.5 3000 3.0 3500 3.5 4000 4.0
Figura 5.4: Geometrie del condotto vulcanico utilizzate per le simula-zioni; nella tabella è indicata l’altezza alla quale le pareti del condotto
iniziano a convergere (zc)e le sigle utilizzate nei nomi delle simulazioni
confrontare l’effetto della geometria con quello del contenuto di acqua in una situazione in cui l’assunzione di monodimensionalità del modello è sicuramen-te garantita; nella figura 5.5(a) è rappresentato, in scala, il condotto con pareti
interamente convergenti e angolo di inclinazione di circa 0.30◦, per mostrare
visi-vamente come la variazione orizzontale delle dimensioni del condotto sia molto piccola rispetto alla distanza lungo la quale avviene. L’angolo di inclinazione
delle pareti del condotto di 0.70◦ è stato scelto come caso limite di
monodimen-sionalità del modello, per poter valutare la variazione delle variabili di flusso e delle proprietà del magma dovute ad una variazione di diametro vicina a quella massima analizzabile con il modello utilizzato; la figura 5.5(b) riporta, in scala, il condotto interamente convergente con un tale angolo di inclinazione delle pareti. Una maggiore inclinazione delle pareti renderebbe il rapporto tra le variazioni di raggio e di altezza del condotto minori di 1/100; in tal caso è stato evitato l’utilizzo del presente modello monodimensionale.
5.2.1 R
I risultati delle simulazioni sono riportati nella tabella 5.3 e nei grafici 5.6-5.16, in funzione della geometria del condotto; essa è rappresentata, come nei grafici della sezione 4.2, tramite l’altezza, in chilometri, del livello al quale il condotto comincia a convergere (vedi figura 5.4): all’ascissa 0 corrisponde il condotto interamente convergente, all’ascissa 0.5 quello che inizia a convergere all’altezza di 500 m, e così via fino all’ascissa 4 che indica il condotto a sezione costante. Per comodità di lettura dei grafici, le ascisse sono state riportate in modo inverso così che, andando da sinistra verso destra, si passa dal condotto a sezione costante a quello interamente convergente.
Confrontando i grafici di questa serie di simulazioni con quelli ottenuti per lo stesso tipo di simulazioni nello studio parametrico, ovvero per il gruppo di simu-lazioni in cui è stato fissato il flusso di massa e ricavato il diametro idraulico del condotto vulcanico (figure 4.25-4.38), si osserva che gli andamenti delle variabili di flusso e delle proprietà del magma sono qualitativamente analoghi anche se leggermente meno regolari, ad eccezione delle velocità delle due fasi (figure 4.31 e 5.11) che mostrano, invece, una maggiore regolarità.
(a) (b)
Figura 5.5: Rappresentazione in scala del condotto vulcanico interamente
Tabella 5.3: V alori ottenuti dalle simulazioni della fase B1 dell’er uzione di Agnano-Mone Spina. L ’apice B si riferisce alla base del condotto, E all’uscita; zex e zfr indicano rispettivamente il livello di essoluzione e di frammentazione a partir e dalla base del condotto; ρα 1 è la densità della miscela. I nomi delle simulazioni indicano la fase simulata (B1), la geometria del condotto indicata con le sigle riportate nella figura 5.4), il contenuto in acqua e l’angolo di inclinazione delle par eti del condotto (α 1= 0.3 ◦ ,α 2= 0.7 ◦ ); le due simulazioni con geometria a sezione costante (B1_4.0_4 e B1_4.0_6) non sono ovviamente contrassegnate dall’angolo di inclinazione. simul. D B D E zfr αfr α E vG E vD E P E ρm E m m m m /s m /s MPa kg /m 3 B1_0.0_4_ α 1 134.10 96.652 2295.00 0.75889 0.96023 131.00 128.25 1.4341 106.22 B1_0.5_4_ α 1 128.25 96.913 2281.36 0.75721 0.96075 132.44 129.26 1.4111 104.82 B1_1.0_4_ α 1 123.54 97.666 2274.88 0.75967 0.96158 133.35 130.01 1.3799 102.59 B1_1.5_4_ α 1 119.25 98.437 2259.46 0.76086 0.96218 133.31 130.00 1.3588 101.01 B1_2.0_4_ α 1 115.90 99.717 2235.22 0.76263 0.96366 135.53 131.82 1.3026 97.062 B1_2.5_4_ α 1 113.08 101.238 2178.26 0.76090 0.96522 137.60 133.59 1.2450 92.919 B1_3.0_4_ α 1 110.24 102.544 2112.15 0.75628 0.96614 137.82 133.73 1.2116 90.468 B1_3.5_4_ α 1 107.59 103.834 2048.49 0.75129 0.96655 135.69 132.02 1.2000 89.379 B1_4.0_4 105.28 105.280 1991.32 0.74703 0.96770 136.80 133.00 1.1580 86.308 B1_0.0_6_ α 1 116.07 83.657 1898.43 0.78719 0.95743 161.44 158.08 2.3325 115.00 B1_0.5_6_ α 1 111.56 84.301 1890.17 0.78900 0.95830 162.59 158.88 2.2806 112.65 B1_1.0_6_ α 1 107.33 84.851 1867.80 0.78934 0.95876 162.18 158.56 2.2570 111.44
Tabella 5.3: (continua) simul. D B D E zfr αfr α E vG E vD E P E ρα 1 E m m m m /s m /s MPa kg /m 3 B1_1.5_6_ α 1 103.95 85.807 1835.26 0.79063 0.95937 160.71 157.37 2.2267 109.79 B1_2.0_6_ α 1 101.40 87.242 1763.41 0.78939 0.96044 160.67 157.43 2.1698 106.92 B1_2.5_6_ α 1 97.996 87.734 1671.62 0.78447 0.96192 164.50 160.56 2.0812 102.93 B1_3.0_6_ α 1 95.079 88.441 1582.07 0.77903 0.96261 164.97 160.91 2.0433 101.07 B1_3.5_6_ α 1 92.617 89.384 1505.37 0.77526 0.96351 165.48 161.37 1.9932 98.662 B1_4.0_6 89.975 89.975 1421.96 0.76754 0.96401 165.51 161.49 1.9667 97.296 B1_0.0_6_ α 2 171.47 75.704 2457.79 0.80333 0.94639 156.20 153.49 2.9450 144.64 B1_0.5_6_ α 2 159.47 76.195 2467.70 0.81224 0.94861 161.92 158.02 2.8051 138.66 B1_1.0_6_ α 2 148.83 76.731 2467.70 0.80846 0.94944 162.27 158.35 2.7597 136.43 B1_1.5_6_ α 2 136.57 77.422 2441.28 0.80940 0.95061 163.27 159.20 2.6941 133.30 B1_2.0_6_ α 2 126.72 78.820 2399.54 0.81224 0.95219 162.57 158.63 2.6102 129.07 B1_2.5_6_ α 2 117.76 82.432 2230.29 0.81424 0.95553 159.04 155.88 2.4386 120.12 B1_3.0_6_ α 2 108.36 84.238 1975.68 0.80046 0.95747 159.32 156.01 2.3307 114.91 B1_3.5_6_ α 2 98.888 86.788 1698.66 0.78637 0.96067 162.71 158.90 2.1502 106.29
D
D
La figura 5.6(a) mostra l’andamento del diametro alla base del condotto vul-canico al variare della geometria di quest’ultimo: esso aumenta passando dalla geometria a sezione costante a quella interamente convergente. La variazione complessiva del diametro è simile per i due contenuti in acqua con basso angolo di inclinazione delle pareti (B1_6_α1 e B1_4_α1): si ha un aumento della lar-ghezza di 29 m circa, corrispondente al 27% del diametro del condotto a sezione costante, per il 4% in peso di acqua, e di 26 m circa, corrispondente al 29%, per il 6% in peso di acqua. Nel caso del condotto con angolo di inclinazione maggiore (B1_6_M), la variazione di diametro è molto maggiore: circa 81 m, corrispondenti al 90% del diametro del condotto a sezione costante.
Confrontando le differenze di diametro alla base del condotto vulcanico do-vute alla differente geometria con quelle dodo-vute al differente contenuto di acqua, si nota che il cambiamento della geometria del condotto da sezione costante a interamente convergente comporta un aumento nelle dimensioni del condotto alla base maggiore di quello prodotto dall’aumento del contenuto in acqua di ben il 2% in peso (26 m rispetto a 15 m).
D ’
La figura 5.6(b) mostra l’andamento del diametro all’uscita del condotto in funzione della geometria del condotto stesso: passando dalla geometria a sezione costante a quella interamente convergente si osserva una graduale diminuzione della larghezza del condotto all’uscita per entrambi i contenuti in acqua. L’entità della riduzione di diametro è abbastanza limitata: nelle simulazioni con un conte-nuto di acqua del 4% in peso essa è di 8.5 m circa (8% del diametro del condotto a sezione costante); nelle simulazioni con il 6% in peso di acqua è di 6.5 m (7%) e 14 m circa (16%) per il condotto rispettivamente con minore e maggiore inclinazione. E’ interessante osservare che, differentemente dalle variazioni di diamentro alla base del condotto, le variazioni di diametro all’uscita dovute al cambiamen-to della geometria da sezione costante a interamente convergente sono sempre minori delle variazioni dovute al cambiamento del contenuto in acqua del 2% in peso, che risultano essere circa il doppio.
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 80 90 100 110 120 130 140 150 160 170 180 diametro (m) zconv (km) B1_6_α2 B1_6_α1 B1_4_α1
(a) base del condotto
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 75 80 85 90 95 100 105 110 diametro (m) zconv (km) B1_6_α2 B1_6_α1 B1_4_α1
(b) uscita del condotto
Figura 5.6: Andamento della larghezza del condotto in funzione della geometria (a) alla base e (b) all’uscita del condotto.
L
La figura 5.7 mostra che la variazione di geometria del condotto da sezione costante a interamente convergente comporta la migrazione del livello di fram-mentazione verso zone più superficiali per tutti e tre i casi considerati. Le curve non hanno un andamento lineare, e la loro pendenza varia attenuandosi forte-mente a partire dalle geometrie intermedie; il cambiamento di pendenza è più accentuato per il contenuto in acqua maggiore e, a parità di questo, per il condotto con pareti maggiormente inclinate nel tratto convergente.
La variazione complessiva di altezza del livello di frammentazione è di 300 m per un contenuto di acqua del 4% in peso; per il 6% in peso di acqua lo spostamento è di 500 e 1050 m rispettivamente per il condotto con minore e maggiore inclinazione delle pareti.
La differenza di altezza del livello di frammentazione dovuta al cambiamento della geometria da sezione costante a interamente convergente è minore ma con-frontabile con la differenza di altezza dovuta ad un contenuto in acqua diverso del 2% in peso a parità di inclinazione delle pareti (400-600 m).
E’ interessante osservare che, come è mostrato dalla maggiore pendenza del-le curve, il maggiore spostamento del livello di frammentazione si verifica in corrispondenza delle geometrie in cui il tratto convergente è minore del tratto a sezione costante o leggermente maggiore (geometrie comprese tra l’ascissa 4.0 e 1.5); addirittura nel caso del 6% in peso di acqua e della maggiore inclinazione delle pareti del condotto, tra la geometria a sezione costante (ascissa 4 km) e quella per metà a sezione costante e per metà convergente (ascissa 2 km) si verificano i 9/10 dello spostamento totale del livello di frammentazione.
G
F
La figura 5.8 mostra l’andamento della quantità di gas essolto alla frammen-tazione: le curve mostrano un iniziale aumento della quantità di gas essolto, una successiva lieve diminuzione e, infine, un ulteriore piccolo aumento nel caso del 4% in peso di acqua. Questi andamenti sono simili a quelli ottenuti per lo studio parametrico (figure 4.16 e 4.28) ma nei due casi con minore inclinazione delle
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 1400 1600 1800 2000 2200 2400 2600 livello di frammentazione (m) zconv (km) B1_6_α2 B1_6_α1 B1_4_α1
Figura 5.7: Andamento del livello di frammentazione in funzione della geometria del condotto vulcanico.
pareti del condotto si hanno cambiamenti di pendenza meno netti rispetto agli altri.
Le variazioni complessive della quantità di gas essolto sono dell’1.6% in volu-me di gas per il 4% in peso di acqua, del 2.3% in voluvolu-me di gas per il 6% in peso di acqua e la minore inclinazione delle pareti, e del 4.7% in volume di gas per lo stesso contenuto di acqua e angolo di inclinazione maggiore.
La figura 5.9 mostra che, anche in questa serie di simulazioni, il primo tratto crescente delle curve della figura 5.8 corrisponde alle geometrie in cui la fram-mentazione si verifica al di sotto dell’altezza alla quale le pareti cominciano a convergere, ovvero nel tratto di condotto a sezione costante; tale correlazione ap-pare meno evidente rispetto alle simulazioni dello studio parametrico, mostrando andamenti leggermente più irregolari.
F ’
La figura 5.10 mostra la diminuzione della frazione in volume di gas essolto all’uscita del condotto dovuta alla variazione della geometria da sezione costante a interamente convergente. Confrontando queste curve con quelle ottenute nello studio parametrico (figura 4.29) si osserva che, oltre ad avere un andamento leggermente più irregolare, non presentano la concavità verso l’alto che, invece, si nota nettamente negli altri andamenti.
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0.74 0.75 0.76 0.77 0.78 0.79 0.8 0.81 0.82
frazione in vol. del gas
zconv (km)
B1_6_α2
B1_6_α1
B1_4_α1
Figura 5.8: Andamento della frazione in volume del gas al livello di frammentazione rispetto alla geometria del condotto.
Le variazioni di quantità di gas essolto nei due casi con angolo di inclinazione delle pareti del condotto minore sono abbastanza piccole, anche se significative: 0.46% in volume di gas per un contenuto di acqua del 6% in peso, e 0.75% in volume di gas per un contenuto di acqua del 4% in peso. Tali variazioni, per quanto piccole, risultano più importanti di quelle dovute al cambiamento del 2% in peso nel contenuto di acqua, che sono di circa lo 0.37% in volume di gas. Nel caso con angolo di inclinazione maggiore la variazione di quantità di gas essolto è dell’1.76% in volume di gas; questa differenza risulta essere circa 3 volte quella che si misura con lo stesso contenuto di acqua ma pendenza delle pareti minore.
V` ’
La figura 5.11 mostra l’andamento della velocità del gas e delle particelle all’uscita del condotto per i tre casi considerati; tali andamenti sono irregolari ma molto meno rispetto a quelli ottenuti, sempre per le velocità, nello studio parametrico (vedi figura 4.31).
Le differenze di velocità sono abbastanza piccole sia nel caso della fase gas che nel caso della fase densa (liquido+cristalli): per un contenuto in acqua del 6% in peso e angolo di inclinazione maggiore le variazioni sono al massimo di 7 e 6 m/s circa rispettivamente per il gas e la fase densa; per lo stesso contenuto ma angolo
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0 1000 2000 3000 4000
zconv (km)
livello frammentazione (m)
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0.76 0.77 0.78 0.79 0.8frazione in volume gas
(a) H2O = 6% in peso 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0 1000 2000 3000 4000
zconv (km)
livello frammentazione (m)
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0.74 0.75 0.76 0.77 0.78frazione in volume gas
(b) H2O = 4% in peso
Figura 5.9: Confronto tra la posizione del livello di frammentazione (linea blu continua) rispetto all’altezza alla quale comincia a convergere il condotto (linea nera tratteggiata) e la frazione in volume del gas alla frammentazione (linea verde continua) nel caso dei condotti con angolo
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0.945 0.95 0.955 0.96 0.965 0.97 0.975
frazione in vol. del gas
zconv (km)
B1_6_α2
B1_6_α1
B1_4_α1
Figura 5.10: Andamento della frazione in volume del gas all’uscita del condotto in funzione della geometria del condotto vulcanico.
di inclinazione minore sono al massimo di 5 e 4 m/s e per un contenuto di acqua del 4% in peso sono di 7 e 5.5 m/s.
Come si nota dalla figura 5.11, per entrambe le fasi, le variazioni di velocità dovute alla differente geometria, sono piccole in confronto alle variazioni dovute ad una differenza di contenuto di acqua del 2% in peso.
Il grado di disaccoppiamento tra le fasi (definito come il rapporto tra la diffe-renza di velocità tra le fasi e la velocità della fase densa) è molto piccolo, sempre minore del 3%. Il fatto che ci sia così poco disaccoppiamento tra le fasi è dovuto al-la dimensione molto piccoal-la delle particelle assunte formarsi alal-la frammentazione del magma (27 µm, vedi pagina 119). E’ interessante osservare che l’andamen-to del grado di disaccoppiamenl’andamen-to qualitativamente è simile all’andamenl’andamen-to delle velocità (figura 5.12).
P ’
La figura 5.13 mostra che, al variare della geometria del condotto da sezione costante a convergente, la pressione del magma all’uscita del condotto aumenta per tutti e tre i casi considerati.
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 125 130 135 140 145 150 155 160 165 170 velocità (m/s) zconv (km) vG B1 6 α2 vG B1 6 α1 vG B1 4 α1 vD B1 6 α2 vD B1 6 α1 vD B1 4 α1
Figura 5.11: Andamento della velocità del gas e delle
particel-le all’uscita del condotto in funzione della geometria del condotto vulcanico. 0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0.01 0.015 0.02 0.025 0.03 0.035 0.04 grado di disaccoppiamento zconv (km) B1 6 α2 B1 6 α1 B1 4 α1
Figura 5.12: Andamento del grado di disaccoppiamento ((vG− vD)/vD)
delle due fasi (gas e fase densa) in funzione della geometria del condotto vulcanico.
di pressione sono simili: per il 4% in peso di acqua si ha un aumento di circa 0.3 MPa (3 bar), corrispondente al 24% della pressione del condotto a sezione costante; per il 6% in peso di acqua, l’aumento è di circa 0.4 MPa (4 bar), corrispondente al 19%. Tali variazioni non sono confrontabili con quelle dovute ad una differenza di contenuto di acqua del 2% in peso, che sono dell’ordine di 1 MPa, ovvero circa 3 volte più grandi.
Nel caso del condotto con angolo di inclinazione delle pareti maggiore (α2), la variazione dovuta alla geometria è maggiore, circa 1 MPa, corrispondente al 50% di quella del condotto a sezione costante, e simile a quella dovuta ad una variazione del contenuto in acqua del 2% in peso.
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 1 1.2 1.4 1.6 1.8 2 2.2 2.4 2.6 2.8 3 pressione (MPa) zconv (km) B1_6_α2 B1_6_α1 B1_4_α1
Figura 5.13: Andamento della pressione all’uscita del condotto in funzione della geometria del condotto vulcanico.
D` ’
La figura 5.14 mostra l’andamento della densità della miscela all’uscita del condotto al variare della geometria: essa aumenta passando dal condotto a sezione costante a quello interamente convergente. A differenza degli andamenti osservati nello studio parametrico (figura 4.33), in questo caso la densità non mostra una concavità rivolta verso il basso, ma andamenti leggermente irregolari.
L’entità della variazione di densità della miscela tra il condotto a sezione costante e quello interamente convergente è, per il 4% in peso di acqua, di 20
kg/m3, corrispondenti al 23% della densità della miscela per il condotto a sezione
costante; per il 6% di acqua l’aumento è di 18 kg/m3, corrispondenti al 18%, nel
caso dell’angolo di inclinazione delle pareti minore, e di 47 kg/m3, corrispondenti
al 49%, nel caso dell’angolo maggiore. Le variazioni di densità della miscela dovute all’aumento del 2% in peso del contenuto di acqua, a parità di angolo di
inclinazione delle pareti del condotto, sono circa 10 kg/m3, significativamente
minori di quelle dovute a variazioni di geometria del condotto.
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 80 90 100 110 120 130 140 150 densità (kg/m 3 ) zconv (km) B1_6_α2 B1_6_α1 B1_4_α1
Figura 5.14: Andamento della densità della miscela eruttiva all’uscita del condotto in funzione della geometria del condotto vulcanico.
E ’
Il grafico di figura 5.15 mostra che per tutti e tre i contenuti di acqua si ha un aumento dell’energia totale e potenziale all’uscita del condotto passando dal-la geometria a sezione costante a queldal-la convergente; l’energia cinetica, invece, mantiene valori circa costanti. Nel caso dell’angolo di inclinazione delle pareti del condotto minore (α1), gli andamenti delle curve sono abbastanza lineari e gli incrementi complessivi dell’energia totale e potenziale sono piuttosto piccoli,
essendo compresi tra 0.3 e 0.4·104m2/s2; in particolare, per il 4% in peso di acqua
sono rispettivamente dell’8 e 6% circa, mentre per il 6% in peso di acqua sono del 5 e 4%. Queste variazioni sono molto piccole rispetto alle variazioni di energia
dovute all’aumento del 2% in peso di acqua, che sono dell’ordine di 4 · 104m2/s2
(un ordine di grandezza maggiore). Nel caso dell’inclinazione maggiore delle
pa-reti del condotto, le variazioni di energia sono maggiori: circa 0.8 · 104m2/s2 (9%)
per l’energia potenziale e 1 · 104m2/s2 (12%) per l’energia totale, ancora inferiori a
quelle dovute a variazioni del contenuto ina cqua del 2% in peso, ma comunque dello stesso ordine di grandezza.
0 0.5 1 1.5 2 2.5 3 3.5 4 0 2 4 6 8 10 12 energia (m 2 /s 2 x 10 −4 ) zconv (km) Ek B1 6 α2 Ek B1 6 α1 Ek B1 4 α1 Ep B1 6 α2 Ep B1 6 α1 Ep B1 4 α1 ET B1 6 α2 ET B1 6 α1 ET B1 4 α1
Figura 5.15: Andamento dell’energia totale (linea continua), potenziale (linea tratteggiata) e cinetica (linea punteggiata) all’uscita del condotto in funzione della geometria del condotto vulcanico.
A `
La figura 5.16 mostra l’andamento della pressione e della frazione in volume di gas lungo il condotto vulcanico per i tre casi considerati, e per tre geometrie tra quelle simulate, corrispondenti a condotto a sezione costante (4.0), condotto interamente convergente (0.0) e condotto per metà a sezione costante e per metà convergente (2.0).
In tutti i casi considerati, a parità di altezza nel condotto, la pressione del magma (grafici (a), (c) ed (e)) ha valori via via maggiori passando dalla geometria a sezione costante a quella interamente convergente. Tramite questi grafici è
possibile stimare la pressione alla quale il magma frammenta. L’andamento di tale pressione al variare della geometria del condotto è simile per tutti e tre i casi considerati: passando dalla geometria a sezione costante a quella interamente convergente si osserva una diminuzione della pressione di frammentazione di circa 1 MPa nel caso dell’angolo di inclinazione minore (grafici (a) e (c)) e di circa 2 MPa nel caso di quello maggiore (grafico (e)).
I grafici della frazione in volume del gas essolto (grafici (b), (d) e (f)) mostrano che, a parità di altezza nel condotto la quantità di gas essolto diminuisce passando dal condotto a sezione costante a quello interamente convergente.
Per entrambe le variabili di flusso si osserva che la differenza di valori tra la geometria a sezione costante e quella per metà a sezione costante (4.0) e per metà convergente (2.0) è molto maggiore di quella tra questa geometria e quel-la interamente convergente (0.0)sebbene l’incremento delquel-la lunghezza del tratto convergente sia uguale; tale differenza diventa molto grande nel caso di maggiore angolo di inclinazione delle pareti del condotto (grafici (e) e (f)). E’ interessante notare che, in questo caso, mentre la differenza tra le distribuzioni corrispondenti alle geometrie 4.0 e 2.0 diventa molto grande rispetto ai casi nei grafici (a)-(d), le differenze corrispondenti alle geometrie 2.0 e 0.0 rimangono piccole come nei casi precedenti.
0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1 P/P 0
altezza nel condotto (m)
B1_4_α1 0.0 2.0 4.0 (a) pressione 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1
frazione in vol. del gas essolto
altezza nel condotto (m)
B1_4_α1 0.0 2.0 4.0 (b) gas essolto 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1 P/P 0
altezza nel condotto (m)
B1_6_α1 0.0 2.0 4.0 (c) pressione 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1
frazione in vol. del gas essolto
altezza nel condotto (m)
B1_6_α1 0.0 2.0 4.0 (d) gas essolto 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 0 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1 P/P 0
altezza nel condotto (m)
B1_6_α2 0.0 2.0 4.0 (e) pressione 0 500 1000 1500 2000 2500 3000 3500 4000 0.1 0.2 0.3 0.4 0.5 0.6 0.7 0.8 0.9 1
frazione in vol. del gas essolto
altezza nel condotto (m)
B1_6_α2
0.0 2.0 4.0
(f) gas essolto
Figura 5.16: Andamento della pressione e della frazione in volume di gas essolto lungo il condotto vulcanico; in nero è rappresentata la geometria 4.0, in rosso la 2.0 e in blu la 0.0 (vedi figura 5.4).
