3 - VENTOTENE E S. STEFANO

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L'isola di Ventotene, lunga 3 km e larga, nel punto più ampio, meno di 800 m, è solo un pezzo di un antico vulcano, emerso dal mare intorno a 900.000 anni fa.

Quando era in attività, il vulcano doveva essere alto oltre 700 m s.l.m. e aveva, sul fondo marino, una base circolare del diametro tra 15 e 20 km.

A 1,5 km da Ventotene, verso Est, si trova l'isolotto di S. Stefano.


Probabilmente si tratta di una parte di un cono laterale del vulcano, o forse del solo condotto di risalita del magma, ormai quasi completamente eroso.

Le lave di S. Stefano sono state datate a circa 800.000 anni fa.

L'isola maggiore rappresenta un frammento del fianco Sud-Est dell'ampio vulcano originario.

L'apparato era formato dalla sovrapposizione di colate di lava, emesse nel corso di eruzioni effusive, alternate a strati di pomici e ceneri delle fasi esplosive.


Le lave formano l'ossatura dell'isola e, resistendo all'erosione, hanno preservato anche i prodotti soprastanti che sono in prevalenza di tipo più erodibile.

Le lave più antiche hanno un'età di circa 900.000 anni e si trovano in località Semaforo. Quelle di Punta d'Arco e Punta Pascone hanno un'età compresa tra 810 e 650.000 anni fa.

In base a quanto si può ricavare dalla piccola porzione che resta del vulcano, alle colate di lava che diedero forma a un ampio cono seguirono, per centinaia di migliaia di anni, eruzioni di tipo esplosivo, intervallate da fasi di riposo.

I prodotti visibili lungo le falesie, sopra la base di lava, corrispondono ad almeno 27 fasi eruttive.

Molte sono riconoscibili in base ai prodotti vulcanici, diventati suolo umificato (paleosuoli) durante i periodi di inattività, che le separano una dall'altra. I paleosuoli formano vistosi strati di colore rossastro.

I prodotti indicano che ventiquattro eruzioni furono esplosive, con diversi gradi di violenza.

A dieci di queste corrispondono strati di pomici e scorie da caduta.

Cinque eruzioni esplosive, oltre ai prodotti da caduta, hanno anche depositi da flusso.

Le altre nove non hanno depositi da caduta, ma solo di flusso, sia di tipo denso (flussi piroclastici), sia di flussi ricchi in gas (surge).

Lungo le coste dell'isola si riconoscono solo tre fasi di attività effusiva che consistono in colate e duomi di lava.


I prodotti da caduta delle prime eruzioni esplosive avvenute in superficie si sono preservati solo sopra le lave di S. Stefano, mentre quelli successivi si trovano su entrambe le isole.

L'ultima eruzione avvenuta a Ventotene fu di tipo esplosivo e probabilmente distrusse parte della struttura vulcanica, favorendone la successiva demolizione per erosione.

L'insieme dei prodotti di questa eruzione forma un deposito di oltre 30 m, chiamato Tufo di Parata Grande, dal nome della località dove è visibile l'intera successione.


L'ultima eruzione di Ventotene


L'ultima eruzione di Ventotene avvenne all'incirca tra 200 e 300.000 anni fa, dopo un periodo privo di eruzioni, testimoniato dalla presenza di un paleosuolo alla base della successione dei prodotti vulcanici.

Immediatamente sopra il paleosuolo vi è un sottile strato, composto da piccoli frammenti di rocce, insieme a una minore quantità di cenere e pomici (A).

Lo strato successivo, dello spessore di circa 1 m, è formato da pomici di colore chiaro, spigolose e con dimensioni massime tra 4 e 6 cm. Tra le pomici vi sono sparsi pezzi di lava, più abbondanti verso l'alto, con diametri massimi intorno a 3-4 cm. (B).

Lo strato di pomici copre la morfologia delineata dal paleosuolo con uno spessore pressoché costante. Le dimensioni delle singole pomici tendono a crescere verso l'alto dello strato.

Nella parte alta dello strato, vi sono isolate pomici grosse e spigolose, con diametro massimo di oltre 20 cm.

In diversi punti, lo strato di pomici è profondamente deformato dalle impronte di blocchi con dimensioni massime intorno al metro.

Alcuni blocchi caddero direttamente sulle pomici, altri sopra i prodotti delle fasi successive, ma affondarono fino a profondità di 6 m.

La geometria delle deformazioni prodotte dagli impatti indica che la direzione dei blocchi balistici, e quindi la posizione del cratere, era a 2-3 km dall'isola verso occidente.

Sopra le pomici vi è uno strato di cenere, con uno spessore massimo di 10 cm in località Parata Grande, in più punti eroso dai prodotti del flusso soprastante. Lo strato comprende alcuni livelli di pomici e di pomici miste a cenere (C).

Lo strato successivo è formato da scorie e ceneri saldate, con uno spessore che varia da 1,5 a 12 metri.

La sua geometria indica che il materiale fu sedimentato da densi flussi che scorrevano incanalati lungo gli avvallamenti dei fianchi del vulcano (D).

All'interno dei canali, le scorie si accumularono mantenendo un'alta temperatura e si saldarono una all'altra, formando un deposito che assomiglia a una colata di lava.

Sulle sponde dei canali, la saldatura è meno intensa e il deposito conserva la matrice di cenere, nella quale sono immerse le grosse scorie vescicolate. In alcuni punti vi sono sciami di pomici, più grandi verso l'alto, e di pezzi di lava.

I prodotti più abbondanti di questa eruzione formano un deposito di circa 18 m di ceneri contenenti sciami discontinui di brecce.

Nelle brecce vi sono blocchi di lava e litici di altro tipo, con dimensioni molto diverse che arrivano a superare il metro di diametro.

Questa parte del deposito si può dividere in una successione di strati, ognuno dello spessore di circa 1 m.

Alcuni strati sono privi di strutture, altri hanno una gradazione diretta dei litici (i più grossi verso il basso) e inversa delle pomici (le più grandi portate verso l'alto per galleggiamento) (E).


I prodotti finali dell'eruzione sono una serie di strati con laminazioni e strutture a dune, alternati a strati privi di strutture.

Le dimensioni dei granuli variano da una lamina all'altra, ma sono omogenee nella singola lamina. Lo spessore totale, a Parata Grande, di circa 13 m.

Questo deposito ha il suo massimo spessore verso Nord, dove forma Punta Eolo.

L'area di Punta Eolo doveva essere, prima dell'eruzione, un ampio canalone verso il quale i flussi si sono convogliati e accumulati fino a riempirlo.

La presenza tra i prodotti di grossi litici, che si ritiene improbabile possano essere trasportati per lunghi tragitti e di numerosi blocchi balistici, fanno ritenere che il centro eruttivo non fosse lontano da Parata Grande.

Ricostruzione della dinamica dell'eruzione del Tufo di Parata Grande


Il paleosuolo alla base dei prodotti dell'eruzione indica che il vulcano era in fase di quiescienza da tempo.

Nel periodo senza eruzioni, la pressione all'interno della camera magmatica deve essere stata in equilibrio con la pressione esterna delle rocce solide che la circondavano.

Le prime esplosioni furono innescate da una variazione di qualche parametro, quale il riscaldamento di una falda acquifera sotterranea, che ha compromesso questo equilibrio.

Il sottile strato basale, formato prevalentemente da piccoli frammenti di roccia, indica che l'eruzione iniziò con esplosioni che frantumarono le rocce solide (esplosioni freatiche) prima che il magma raggiungesse la superficie.

La risalita di isolate porzioni di magma provocava anche l'espulsione di cenere e piccole pomici (esplosioni freato-magmatiche).


Una volta aperto lo sbocco, il magma arrivò in superficie sempre più abbondante. Frammentato e spinto all'esterno dall'esplosione delle bolle di gas, formò sopra il cratere una colonna verticale di ceneri e pomici (colonna pliniana), la cui altezza aumentava al procedere dell'eruzione. Questo si deduce dal fatto che le pomici, alla stessa distanza dal cratere, hanno dimensioni crescenti verso l'alto del deposito.

La formazione della colonna eruttiva e la sua altezza sono in relazione con la densità della miscela (gas e particelle solide) che esce dal cratere. Con una quantità insufficiente di gas, la miscela è troppo densa per sollevarsi a formare la colonna verticale. L'abbondanza di gas, a sua volta, dipende non solo da quanto ve ne è disciolto nel magma, ma anche da quanto riesce a liberarsi (essoluzione) e a formare delle bolle. L'essoluzione del gas può avvenire dopo l'apertura del condotto che provoca un brusco calo di pressione all'interno del serbatoio magmatico. La diminuzione di pressione sul magma, infatti, favorisce la liberazione del gas in esso contenuto e la sua aggregazione in bolle, come avviene quando si apre la bottiglia di una bibita gassata.

Verso l'alto, il deposito di pomici presenta intercalati strati di cenere, che indicano un maggiore grado di frammentazione del magma, ricollegabile all'esplosione di una maggiore quantità di bolle gassose. Mentre avveniva l'espulsione di magma, la pressione all'interno della camera magmatica continuava a diminuire, creando le condizioni per l'essoluzione di altro gas. Nello stesso tempo, cresceva il tasso di emissione, cioè la quantità di materiale eruttato in un'unità di tempo. Il volume di gas, in proporzione, diventava insufficiente a mantenere la densità della miscela adeguata alla formazione della colonna eruttiva verticale.

La colonna eruttiva cominciò, almeno in parte, a scivolare lungo i fianchi del vulcano. Mentre i primi collassi parziali lasciavano sul terreno sottili strati di cenere, dal resto della colonna, che si manteneva verticale, continuavano a cadere le pomici. A questa fase è attribuito il deposito di cenere, alternata o mescolata con pomici, che copre lo strato di pomici della fase pliniana.

Il maggior numero di lanci balistici avvenne a questo punto. Le esplosioni scagliarono dal cratere grossi blocchi che caddero sul terreno deformando profondamente gli strati formati dai prodotti delle fasi precedenti. Da qui in poi, l'eruzione cambiò radicalmente e i depositi sono tutti ricollegabili a fenomeni di flusso.

Il primo flusso riempì di scorie e cenere le irregolarità della superficie che i depositi da caduta avevano solo mantellato uniformemente.

Le scorie si formano dalla solidificazione di frammenti di magma, come le pomici, ma, rispetto a queste, sono più dense perchè contengono una minore quantità di bolle gassose. Si distinguono dalle pomici anche per il colore più scuro, da rossiccio a nero e, in genere, anche la composizione chimica è diversa.

I flussi di scorie e cenere si formano in genere per il collasso di colonne eruttive poco alte, formate da brandelli di magma mediamente grandi e da una variabile quantità di cenere.

Il flusso seguì le incisioni che solcavano i fianchi del vulcano, abbandonando via via il materiale che trasportava. Deve essere stato ad alta temperatura, perchè scorie e ceneri si sono saldate fra loro. In alcuni punti le scorie conservano la loro forma e porosità, in altri sono completamente deformate.

La deformazione, fino all'appiattimento completo delle scorie, avvenne all'interno delle depressioni, dove il materiale ancora caldo si accumulò più abbondante che sui bordi. La compattazzione arrivò a formare, in alcuni canali, un unico ammasso, simile a una colata di lava.

All'interno della camera magmatica, dopo l'apertura verso l'esterno e le prime fasi eruttive, la pressione deve essersi ridotta in maniera così drastica, da non poter essere controbilanciata dall'essoluzione di gas. Le rocce solide gravavano intorno alla camera magmatica, in parte svuotata, con una pressione crescente, fino ad essere superiore di quella interna.

Se si superata la resistenza delle rocce, le pareti della camera magmatica possono fratturarsi. La nuova condizione allenta nuovamente la pressione sul magma e favorisce una ripresa di essoluzione di gas.

Se il magma rimasto nella camera magmatica è abbondante e il gas sale verso la superficie trascinandone con sè quantità sempre maggiori, la miscela eruttiva può essere così densa da collassare completamente lungo le pendici del vulcano. Tutto il materiale vulcanico, di ogni dimensione, scivola rasentando il terreno, formando quelli che sono chiamati flussi piroclastici. Per questo motivo i depositi dei flussi non hanno la selezione granulometrica dei prodotti, tipici dei depositi da caduta, ma contengono particelle delle dimensioni più diverse, dalla cenere fine ai grossi blocchi.

Una volta innescato il meccanismo di fratturazione delle rocce, il collasso delle pareti della camera magmatica può essere inevitabile e, insieme al magma, cominciano ad arrivare in superficie blocchi di rocce solide. Probabilmente, nel corso di questa eruzione, il collasso è avvenuto in più tempi, dal momento che gli sciami di materiale grossolano proveniente dalle rocce incassanti si ripetono a differenti altezze nel deposito.

I collassi in profondità possono convogliare vene d'acqua sotteranee verso rocce ad alta temperatura vicine al serbatoio o fino al contatto diretto col magma. L'istantanea evaporazione dell'acqua fornisce nuovo gas al sistema che provoca forti esplosioni.

Ogni esplosione corrisponde, in superficie, all'espulsione di magma e rocce frammentati in piccoli pezzi (cenere) che, mescolati a grandi quantità di acqua in fase gassosa, formano vorticosi flussi poco densi (surge). I prodotti finali di questa eruzione, infatti, rispecchiano le caratteristiche dei depositi dei flussi che contengono un volume di materiale solido inferiore a quello del gas.

Oltre alle tipiche strutture ondulate, la presenza di ceneri aggregate in piccole sfere, dette lapilli accrezionali o pisoliti vulcaniche, indica un alto contenuto di vapore acqueo nella miscela eruttiva.

Con questi flussi, l'eruzione entra nella fase finale. Il momento di maggiore violenza è rappresentato dall'emissione dei flussi con sciami di grossi litici mentre, dopo il crollo delle pareti della camera magmatica e le esplosioni per l'interazione del magma con l'acqua di falda, l'energia va progressivamente diminuendo.

Il crollo di masse rocciose in profondità può ripercuotersi fino alla superficie e creare ampie zone depresse di forma circolare che prendono il nome di caldere. Un esempio di caldera italiana è quella dei Campi Flegrei.

Alcune caldere nel mondo hanno dimensioni molto vaste (ad es. Yellowstone e Long Valley negli Stati Uniti). In molti casi, la successione dei prodotti emessi durante le eruzioni che hanno innescato un collasso calderico presenta significative analogie che si riscontrano anche nei prodotti del Tufo di Parata Grande a Ventotene.

In base a queste analogie e ad altri dati, tra i quali la morfologia del fondale marino intorno all'isola, hanno portato ad ipotizzare che in seguito all'eruzione del Tufo di Parata Grande si sia formata una depressione calderica, i cui bordi sono stati progressivamente smantellati dall'erosione e ridotti al solo tratto Sud-orientale che forma l'odierna isola di Ventotene.

Per approfondimenti sull'eruzione di Parata Grande vedi "Proximal facies of a caldera forming eruption. The Parata Grande Tuff at Ventotene Island (Italy)." di Annamaria Perrotta, Claudio Scarpati, Lisetta Giacomelli e Anna Rita Capozzi; 1996, Journ. Volcanol. and Geoth. Res., vol. 71, pagg. 207-228.

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