| 3 - VENTOTENE E S.
STEFANO |
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N.B. A
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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.
Per commenti e
informazioni scrivete a
L. Giacomelli
lisetta@tin.it
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