INQUADRAMENTO GEOLOGICO
1.1) INQUADRAMENTO GEODINAMICO ISOLE EOLIE
L’arcipelago eoliano è situato nella parte meridionale del mar Tirreno tra il bacino oceanico del Marsili (bacino retroarco) e l’arco Calabro (figura 1.1), una catena orogenica che rappresenta un frammento di crosta ercinica (Boccaletti et al., 1984). L’attività vulcanica delle isole Eolie rappresenta la manifestazione più giovane del vulcanismo iniziato nei settori centrali del mar Tirreno durante il Pliocene, migrato successivamente verso il Tirreno meridionale. I vulcani subaerei
dell’arcipelago e i seamounts ad esso associati formano una struttura arcuata posta su una crosta continentale mediamente assottigliata (15-20 km) (Gillot, 1987; Santo e Clark, 1994). I prodotti vulcanici, la cui età varia da 1.03 Ma ad oggi (Gillot, 1987; Santo e Clark, 1994) appartengono ad associazioni calcalcalina, HK calcalcalina, shoshonitica e alcalina-potassica (Barberi et. al., 1973; Keller, 1982).
L’affinità geochimica di queste rocce e la presenza di sismicità profonda nel
Figura 1.1 Schema strutturale della regione Italiana.
Tirreno meridionale (fino a 550 km; Milano et al., 1994) hanno condotto molti autori a interpretare l’arcipelago eoliano come un arco vulcanico collegato alla subduzione attiva della placca ionica sotto l’arco calabro (Barberi et al., 1973; Beccaluva et al., 1985; Ferrari e Manetti, 1993; Mantovani et al. 1996). In disaccordo con
questa interpretazione, alcuni autori suggeriscono che il processo di subduzione sia cessato circa 1 milione di anni fa, quando l’arco calabro fu caratterizzato da un sollevamento e da una tettonica estensionale (Westway, 1993; Hyppolite et al., 1994; Carminati et al.,1998). Secondo questi autori, il vulcanismo eoliano sarebbe dovuto alla deformazione estensionale post-subduttiva dovuta allo “slab detachment” sotto l’arco calabro e la propagazione verso sud-est dell’apertura del bacino tirrenico (Wang et al., 1989; Crisci et al., 1991; Esperanca et al., 1992) (figura. 1.2).
Più recentemente altri autori (Gvirttzman and Nur; 1999, 2001) hanno suggerito che il recente innalzamento della regione avanarco sia dovuto al rimbalzo della placca superiore (Arco Calabro) disaccoppiata dalla placca Ionica. Questo processo sarebbe legato al roll-back dello slab che iniziò circa 1-0.8 Ma fa. (figura. 1.2.b.). Secondo questo modello geodinamico, il disaccoppiamento delle placche sarebbe responsabile della risalita di mantello che riempie il gap prodotto dal roll-back.
I lavori appena citati dimostrano quanto sia stato e sia tutt’ora complicato definire un modello univoco del magmatismo
eoliano. In tal senso De Astis et al. (2003) hanno presentato uno studio basato sulla sintesi di dati petrologici, geofisici e strutturali in cui definiscono le vulcaniti delle isole Eolie come prodotti di un vulcanismo postcollisionale correlato a processi di rift in una zona precedentemente interessata da dinamiche subduttive. In questa ottica sottolineano come la forma arcuata dell’arcipelago non sarebbe dovuta alla subduzione ma alla risalita di magma dal mantello lungo il sistema di faglie dirette che delimitano il bacino del Marsili con una forma a ferro di cavallo. Invece la disposizione dei singoli centri vulcanici sarebbe controllata da sistemi tettonici locali e crostali come accade, ad esempio, per il sistema Lipari-Vulcano-Salina, che hanno una disposizione ortogonale all’arco eoliano.
Figura 1.2 (De Astis et al. 2003). a) Schema della tettonica compressiva pliocenica con subduzione attiva.
b) Schema della tettonica estensionale attuale dovuta al roll-back dello slab
1.2) IL “LIPARI-VULCANO VOLCANIC COMPLEX”
Come è stato già accennato in precedenza, le isole di Salina, Lipari e Vulcano formano un cintura vulcanica che si allontana dal generale trend arcuato dell’arcipelago eoliano (avendo un’orientazione NNW-SSE). L’attività vulcanica iniziò a Salina (430 - 13 ka; Gillot, 1987) e si spostò a sud su Lipari (223 ka - 580 D.C.; Crisci et al., 1991) e poi su Vulcano (113 ka - 1890 D.C.; De Astis et al.; 1997). Queste due isole rappresentano la manifestazione subaerea di una struttura vulcanica che si alza per circa 100m dal fondo marino ed è denominata “Lipari-Vulcano Volcanic complex” (LVVC; Romagnoli et al., 1989). Il LVVC è interessato dal grande sistema di faglie orientato NNW-SSE che si estende fino alla Sicilia settentrionale (il sistema tettonico della “Tindari-Letojanni”; Ghisetti, 1979; Gasparini et al., 1985) (figura. 1.3) con sismicità poco profonda (<25 km; Neri et al., 1991, 1996). Questo sistema rappresenta il prolungamento verso N del sistema tettonico della “Malta escarpment”, una struttura litosferica che borda la sicilia orientale (Continisio et al.1997; Lanzafame e Bousquet, 1997).
L’associazione strutturale del LVVC è definito da segmenti di faglie e fratture associate che possono essere suddivise in due gruppi: uno con direzione NNW-SSE / NW-SE e l’altro da N-S a NE-SW (Frazzetta et a., 1982; Ventura, 1994; Mazzuoli et al.,1995; Tortorici et al. 1995; Lanzafame e Bousquet, 1997). Il primo è il sistema principale, però è il secondo che gioca un ruolo fondamentale nel controllo dell’attività vulcanica recente: infatti i centri eruttivi più giovani di 42 ka formano una cintura vulcanica allineata in direzione NS (Ventura, 1999).
Per Ventura (1994), Mazzuoli et al. (1995) e Lanzafame e Bousquet (1997) il segmento LVVC del sistema Tindari-Letojanni forma una struttura tipo bacino pull-apart. In questi tipi di strutture, il vulcanismo si sviluppa come conseguenza di uno stretching locale della crosta indotto da movimenti lungo faglie trascorrenti (Rordgers, 1980; Aydin et al., 1990; Bellier e Sebrier, 1994).
1.3) EVOLUZIONE GEOLOGICA DELL’ISOLA
Vulcano è un’isola di origine vulcanica emersa dal mare circa 120.000 anni fa in seguito alla costruzione della prima struttura subaerea: il “Vulcano Primordiale” (Keller, 1980), uno stratovulcano a composizione prevalentemente shoshonitica che attualmente costituisce la parte meridionale dell’isola. I prodotti del Vulcano Primordiale ricoprono in discordanza le propaggini orientali di un edificio localizzato a NW dell’isola (Keller, 1980) e del quale esistono evidenze in dati gravimetrici e magnetici (Barberi et al., 1994).
Intorno a 99.000 anni fa (De Astis, 1989) il vulcano fu interessato da un grosso sprofondamento calderico polifasico, che venne poi riempito dai prodotti di un’intensa attività effusiva tefritica (Keller, 1980); si formò così una zona pianeggiante detta appunto “il
Piano”.
Circa 50.000 anni fa (De Astis et al., 1989) al Piano ebbe inizio un’importante fase tettonica distensiva caratterizzata da faglie dirette immergenti verso nord (anche se quasi certamente dei motivi tettonici erano presenti all’epoca del primo collasso; Ventura, 1994). Lungo tali faglie si sviluppò quindi un vulcanismo esplosivo che diede origine a diversi depositi di scorie più o meno saldate, a composizione variabile da basaltica a trachitica, che adesso coprono il Piano e i fianchi del Vulcano Primordiale (Gioncada, 1997). Queste eruzioni avvennero in due momenti principali, il primo intorno a 50.000 anni fa produsse i coni di scorie di La Sommata e di Monte Rosso e l’eruzione di Punta Luccia; il secondo intorno a 25.000 anni fa, produsse le scorie di Punta Luccia, Spiaggia Lunga e Quadrara. Il bordo meridionale della struttura della “Caldera della Fossa” si formò in questo periodo.
Intorno a 15.000 anni fa ci fu una ulteriore fase di collasso che interessò i rilievi vulcanici di Mastro Minico e del Lentia, edificatisi nel settore nord dell’isola e costituiti da colate laviche riolitiche e duomi lavici minori sovrastanti una sequenza di prodotti latitici effusivi ed esplosivi. Al top della sequenza stanno anche due colate laviche trachitiche (De Astis, 1997). In questo periodo la parte nord dell’isola fu caratterizzata da eruzioni piroclastiche shoshonitiche di centri interni alla Caldera della Fossa tra 15.000 e 8.000 anno fa; esse consistono in una serie di unità effusive e piroclastiche che composizionalmente tendono a divenire più mafiche ed alcaline verso il top della sequenza stratigrafica, suggerendo che le eruzioni furono innescate da input di nuovo magma in reservoirs superficiali con conseguenti fenomeni di mixing e rapida estrazione (De Astis et al., 1997). Tali eruzioni furono numerose e molto voluminose e secondo alcuni autori (De Astis et., 1997) potrebbero aver avuto un ruolo nel determinare il collasso della caldera della Fossa.
Figura 1.4. Schema rappresentativo le varie tappe del’evoluzione geologica dell’isola di Vulcano (modificato
da De Astis et al., 2007); a) Vulcano Primordiale; b) Collasso calderico del Vulcano Primordiale e iniziò attività intracalderica con formazione de “Il Piano; c) Spostamento dell’attività vulcanica verso NW; d) Collasso calderico: formazione della Caldera della Fossa; e) Formazione del cono de “La Fossa”; f) Formazione di Vulcanello; (ulteriori spiegazioni e riferimenti bibliografici nel testo)
Proprio a causa dell’assenza di “vere” eruzioni “caldera forming”, le strutture di collasso nella caldera del Piano e della caldera della Fossa non sono generalmente attribuite esclusivamente allo svuotamento di una camera superficiale, ma sono associate a processi tettonici regionali legati alla presenza della faglia trascorrente Eolie-Tindari-Letojanni, ed hanno perciò piuttosto il carattere di bacini di “pull-apart” (Gioncada e Sbrana, 1991; Barberi et al. 1994; Ventura, 1994). Intorno a 6000 anni fa fratture eruttive attivate in corrispondenza del Monte Saraceno consentirono l’emissione di colate di lave e di un banco di scorie a composizione trachibasaltica (Keller, 1980).
All’interno della caldera della Fossa sorge oggi il cono de “La Fossa”; un cono composito attivo alto 391 metri, la cui attività ebbe inizio tra 14.000 e 6.000 anni fa con la colata di Punta Roia (datazione K/Ar; Frazzetta et al., 1983; 1984). Il cono de “La Fossa” è composto da una alternanza di depositi piroclastici e, subordinatamente, a colate laviche. L’ultima eruzione è stata quella del 1888-1890. La composizione dei prodotti della Fossa varia da shoshonitica a riolitica.
“Vulcanello” è la struttura più settentrionale dell’isola e consiste di una piattaforma lavica e
tre coni vulcanici sovrapposti. Formatosi come nuova isola nel 183 a.C., la connessione con l’isola di Vulcano avvenne per un’accumulo di cenere intorno al 1550 d.C. La sua attività varia da shoshonitica a trachitica con prodotti debolmente sottosaturi in silice.
Figura 1.4
Mappa geologica schematica dell’isola di Vulcano (Gioncada et al. 2002). Con i prodotti dell’attività eruttiva avvenuta negli ultimi 50 Ka.
Le composizioni sono:
• Sommata: basalti;
• Monte Rosso: trachibasalti;
• Piano Luccia, Monte Luccia, Spiaggia Bianca: shoshoniti;
• Quadrara: shoshoniti- trachiti;
• Mastro Minico: latiti e trachiti;
• Lentia: rioliti;
• Saraceno: shoshoniti;
• La Fossa: latiti e rioliti;
• Vulcanello: shoshoniti e trachiti.
1.4) CICLI/SUCCESSIONI ERUTTIVE DE “LA FOSSA”
L’attività del vulcano la Fossa è stata inizialmente studiata da Keller (1980) che propose una prima stratigrafia nelle quali erano riconosciute tre unità piroclastiche principali separate da lave: Fossa I (successiva al “lower Pilato tephra”, livello guida corrispondente a 11.000-8.500 B.C.), Fossa Rossa (precedente al 1727) e Fossa Recente, che comprende l’ultima eruzione, avvenuta nel 1888-1890.
Una stratigrafia più dettagliata del cono piroclastico fu proposta da Frazzetta et al. (1983; 1984) che hanno utilizzato il concetto di “ciclo vulcanico”, inteso come una sequenza di eventi eruttivi provenienti dalla medesima bocca che inizia con processi freatomagmatici e conseguente generazione di wet surges, prosegue con l’esaurirsi dell’interazione acqua-magma con una fase esplosiva acqua-magmatica e termina con un’effusione lavica. L’attività de La Fossa risulta così suddivisa in cinque cicli vulcanici principali (Punte Nere, Palizzi, Commenda, Pietre Cotte, Ciclo Moderno); i primi quattro terminati da lave omonime e l’ultimo dall’eruzione del 1888-1890:
Ciclo di Punte Nere: è responsabile della costruzione di gran parte del cono (infatti al
termine di questo ciclo esso raggiungeva già probabilmente 250 m di altezza rispetto ai suoi 391 attuali) ed è terminato dalla lava trachitica di Punte Nere.
Cicli Indeterminati: è un periodo di attività poco documentato per mancanza di
esposizioni sufficienti e al quale è attribuita l’effusione lavica del Campo Sportivo (Frazzetta er al.,1984) affiorante solo nella piana di base del cono, lato ovest.
Ciclo di Palizzi è un po’ più complesso, in quanto è costituito da due sequenze che
iniziano con wet surges seguiti da dry surges, terminate la prima da pomici trachitiche di caduta e la seconda dalla colata trachitica di Palazzi.
Ciclo di Commenda: inizia con una breccia di esplosione freatica, intercalata da ceneri
provenienti dall’eruzione del Mt.Pilato a Lipari e perciò datata al IV secolo d.C.; la breccia è seguita da depositi di wet surges, minori dry surges e termina con la colata ossidianacea di Commenda. A questo periodo è attribuita la formazione del centro di Forgia Vecchia 1 (Frazzetta et al., 1983) sul fianco settentrionale del cono di La Fossa.
Ciclo di Pietre Cotte: segue ancora lo stile dei precedenti, con depositi di wet e
successivamente di dry surges, seguiti da livelli di fall di pomici riolitiche e nel 1739 (De Fiore, 1922) dalla colata ossidianacea di Pietre Cotte. Nel 1727 avviene l’attività esplosiva del nuovo centro eruttivo di Forgia Vecchia 2 (Frazzetta e La Volpe, 1991).
Ciclo Moderno: una serie di eventi esplosivi hanno caratterizzato La Fossa dal 1771 al
1890; tra questi è ben documentata l’eruzione dell’88-‘90 (Mercalli e Silvestri, 1891), che rappresenta il prototipo di “eruzione vulcaniana”.
Un’ulteriore e più recente proposta è quella di Gioncada (tesi di dottorato, 1997), che ha sottolineato come il vulcano non abbia obbedito sempre ad un funzionamento ciclico governato dalla diminuzione dell’interazione acqua-magma, ma che i fattori che hanno influenzato l’innesco e le dinamiche eruttive siano molteplici (ad esempio la composizione del magma ed il diverso ruolo del sistema idrotermale nelle diverse eruzioni). In tal senso ha proposto la sostituzione del termine Ciclo con Successione, intendendo così sequenze di prodotti emessi dalla stessa bocca (senza implicazioni genetiche e di ripetitività dei fenomeni eruttivi) ed ha inoltre evidenziato alcune differenze nella stratigrafia:
Successione di Punte Nere: non sono state evidenziate differenze rispetto al lavoro di
Frazzetta 1983.
Successione dei Tufi Varicolori: sequenze piroclastiche che facevano parte dei Cicli
Indeterminati nella ricostruzione precedente
Successione di Palizzi: costituita da una unità piroclastica inferiore chiusa da una colata
riolitica (attribuita precedentemente al ciclo di Commenda) e da una unità piroclastica superiore chiusa da una colata trachitica
Successione di Commenda: aperta da dalla breccia di Commenda e chiusa da unità
freatomagmatiche dette “ceneri varicolori”
Successione del Cratere Attuale: a questa successione appartengono le seguenti unità: Unità piroclastica pre-Pietre Cotte
Unità delle Pietre Cotte (unità piroclastica chiusa da colata riolitica)
Eventi esplosivi pre-’88-’90
Eruzione 1888-1890
Dal 1890 la Fossa è in uno stato di quiescenza caratterizzato da attività fumarolica che in due momenti è diventata particolarmente intensa. Il primo momento risale al 1922-25, quando per alcuni anni la temperatura delle fumarole aumentò fino a circa 600° C; la seconda dal 1977 in poi, quando si verificò ad un nuovo aumento dell’attività. Si sono infatti osservate variazioni nella composizione e nei flussi di gas emessi dalle fumarole, un aumento delle temperature che hanno raggiunto i 700°C, una estensione dell’area interessata dall’attività fumarolica e un aumento del flusso di CO2 dal suolo nell’area attorno al cono.
1.5) RIEPILOGO CAPITOLO
Vulcanismo Isole Eolie:vulcanismo postcollisionale correlato a processi di rift in una zona precedentemente interessata da dinamiche subduttive. (De Astis, 2003).
la forma arcuata dell’arcipelago sarebbe dovuta alla risalita di magma dal mantello lungo il sistema di faglie dirette che delimitano il bacino del Marsili (De Astis, 2003).
la disposizione dei singoli centri vulcanici sarebbe controllata da sistemi tettonici locali e crostali come accade, ad esempio, per il sistema Lipari-Vulcano-Salina, che hanno una disposizione ortogonale all’arco eoliano (Ventura, 1999)
Evoluzione geologica di Vulcano (Keller, 1980; De Astis, 1989;1997): “Vulcano Primordiale” (120-99 ka)
Collasso Calderico del Vulcano Primordiale (99 ka) con formazione de “Il Piano” (50 ka)
Spostamento vulcanismo verso NE (post-50 Ka)
Collasso calderico polifasico con formazione Caldera della Fossa (post-50 ka – 8 ka)
“La Fossa” (6 ka – 1890 D.C.)
“Vulcanello” (183 A.C.)
Successioni de “La Fossa” (Gioncada, 1997): Successione di Punte Nere
Successione dei Tufi Varicolori
Successione di Palizzi
Successione di Commenda
Successione del Cratere Attuale
