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La formazione dell’isola di Vulcano




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La formazione dell’isola di Vulcano


1. Inquadramento geologico L’arcipelago delle isole Eolie è situato



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Inquadramento geologico







L arcipelago delle isole Eolie è situato a nord della Sicilia, nel Mar Tirreno meridionale e viene considerato come un piccolo arco insulare caratterizzato dalla presenza di sette isole e nove seamounts che formano una struttura sub- circolare di circa 2 0 km di diametro fig. 1 . Il complesso eoliano si è imposto nel settore nord occidentale sulla crosta oceanica della piana abissale tirrenica e nel settore meridionale e orientale su crosta continentale assottigliata con spessore di circa 20 25 km, appartenente al basamento Calabro peloritano Keller, 982; Ferrucci et al , 1 9 . La presenza di xenoliti metamorfici gneiss) fig. ) e rocce sedimentarie marne, siltiti ed argille) spesso termometamorfosate cornubianiti) tra i prodotti delle isole indice che il basamento su cui si imposta l arco vulcanico è formato da unità metamorfiche e sedimentarie che possono essere associate all’arco calabro Bargossi et al., 198 .



Figura .1 La figura rappresenta la carta batimetrica del terreno meridionale a sinistra) e quella del settore centrale dell arco oliano a destra .


Il vulcanismo delle isole Eolie è connesso alla subduzione della placca africana sotto quella europea e dati sismologici definiscono un piano di Bienoff immergente verso NW. La distribuzione degli ipocentri indica una struttura a cucchiaio con una superficie sub verticale nei primi 0 km e meno inclinata 45 -

) al di sotto Panza et al. 03 . Dati geologici e geofisici indicano inoltre che le strutture tettoniche e l attività vulcanica delle tre isole più meridionali dell’arco

eoliano, Salina, Lipari e Vulcano, sono controllate da una faglia trascorrente destra con direzione NW SE denominata Tindari Letojanni e si sviluppano all’interno di una struttura a graben con andamento da NNW SSE a NW SE parallela alla suddetta (Agip et al , 991; Barberi et al , 1 94 . Secondo Calanchi et al. 20 ) questa faglia rappresenta il limite occidentale della placca ionica attualmente in subduzione. Nel settore occidentale dell arco delle isole Eolie Sisifo Filicudi) la subduzione sarebbe cessata a causa dell’avvenuta collisione continentale tra la placca africana e quella europea, persistendo invece nel settore orientale dove è presente ancora litosfera oceanica disponibile.




 
Fig. 1 2 La foto mostra uno xenolite quarzoarenitico metamorfosato proveniente dal basamento sedimentario giurassico-quaternario del basso Mar Tirreno sul quale si sono imposti gli edifici vulcanici dell arcipelago eoliano. Questo oggetto è stato fotografato in prossimità della scarpata naturale formata dal mare sul conetto I nella parte nord orientale della penisola di Vulcanello.











I prodotti vulcanici più antichi dell arco eoliano appartengono al seamount Sisifo ed hanno un età di circa 1 3 ± 0 2 Ma Savelli, 00 , De Rosa et al , 2 03 , la parte emersa dell arco è vecchia di 5 0 6 Ma. La formazione delle isole si è sviluppata in due stadi differenti. Durante il primo stadio Pleistocene med sup) si ha la formazione di Panarea, Alicudi, Filicudi, parte di Salina e la porzione NW di Lipari, mentre nel secondo stadio Pleistocene Olocene e tuttora attivo) si ha il completamento di Salina e Lipari e la formazione di Vulcano e Stromboli Barberi et al., 19 4 .

Laffinità magmatica dei prodotti eoliani varia da calcalcalina da basalti ricchi in alluminio a daciti) a shoshonitica da trachibasalti a rioliti , con un andamento sempre più ricco in potassio. Questo trend lascia intendere, anche se molto cautamente, che si ha un progressivo approfondimento del piano di Bienoff in ambiente compressivo. Le rocce con più alto contenuto in potassio si trovano a Vulcanello porzione settentrionale di Vulcano) e variano da leuciti-tefriti a trachiti. Rocce con affinità tholeitica sono state trovate solo in alcuni seamounts.




1 1 La formazione dell’isola di Vulcano Vulcano è l’isola più meridionale dell arcipelago delle Eolie e rappresenta la parte sommitale di un complesso vulcanico sottomarino che ha la base a circa

1000 m dalla superfice del mare. La parte subaerea dell’isola si è formata in circa


Ka attraverso sei stadi di evoluzione (fig. 1 , occupa una superficie di 22 km² De Astis et al , 9 7) e raggiunge un altezza di 00 m s l.m.m. M.te Aria . L attività vulcanica inizia nella parte meridionale dell’attuale isola con la formazione di un largo vulcanostrato, il Vulcano Primordiale, di 5 km di diametro, a livello mare, e un altezza stimata intorno ai 1000 m s.l m m. Questo cono, di tipo stromboliano è costituito da un’ alternanza di colate laviche e depositi piroclastici con composizione variabile da trachibasalti a trachiandesiti appartenente alla serie shoshonitica, sono presenti anche numerosi dicchi che lo attraversano, alcuni dei quali sono stati veri e propri centri eruttivi. Le datazioni effettuate con il metodo K Ar forniscono un età compresa tra i 120 e i 8 Ka Gillot et al., 1 9 . Vulcano Primordiale si presenta ora troncato a 30 -400 m s.l m m a causa dello sprofondamento della parte sommitale che ha formato una caldera subcircolare di 2 5 Km di diametro conosciuta come Caldera del Piano. La formazione della struttura è stata attribuita a collassi multipli avvenuti per drenaggio laterale del magma da una camera magmatica superficiale, suggerito dalla mancanza di depositi piroclastici riferibili all’età di formazione della struttura Keller, 1980; De Astis, 1 8 . La caldera è stata successivamente riempita da colate laviche con età compresa tra i 99 e i 78 Ka, da livelli di scorie saldate con età di 8 Ka Frazzetta et al , 19 5) e da unità piroclastiche più recenti, i prodotti hanno una composizione che varia da basalti shoshonitici, a tefriti, a leuci-tefriti. Attualmente il piano forma una superficie sub orizzontale circondata da una serie di piccole vette tra cui il M. Aria, la Serra dei Pisani e il M. Saraceno. Le datazioni K Ar indicano che l attività associata alla Caldera del Piano si è manifestata tra i 99 e i 7 Ka (Gillot et al , 1990) con periodi più o meno lunghi di quiescenza visibili nelle superfici erosive tra i depositi delle unità vulcano stratigrafiche. Tra i 50 e i 24 Ka l’attività vulcanica si svolge al di fuori della caldera con la formazione, prima, dei coni di scorie di La Sommata, di M. Rosso e di M. Luccia e secondariamente con la formazione di Spiaggia Lunga, Gelso e Quadrara (De Astis, 997 . Successivamente, tra i 24 e i 15 Ka, l’attività vulcanica migra verso N W con la formazione del complesso di Mastro Minico Lentia composto da colate di lava, con duomi associati, di composizione da trachitica a riolitica che giacciono su una sequenza di prodotti latitici sia esplosivi che effusivi. Il complesso è tagliato dalla faglia bordiera occidentale della Caldera della Fossa che risulta essere una depressione localizzata a N NW della Caldera del Piano. Molto discussa rimane l origine e l età di questa struttura che Keller 98 ) considera formatasi in seguito a due fasi di collasso, la prima successiva alle lave leuci tefritiche del Piano, la seconda dopo la messa in posto delle lave al tetto del complesso del Lentia.




Figura .3 L’immagine mostra l isola di vulcano con evidenziati i sei stadi di formazione dell isola. Le linee tratteggiate rappresentano i bordi calderici. La foto satellitare è stata presa da Google earth .





Frazzetta et al. ipotizzano invece che la formazione della caldera si possa inserire in un periodo compreso tra i 5 ka, età delle lave trachitiche sommitali del Lentia, e 1 8 6 ka, età delle pomici inferiori del M. Pilato Lipari) che coprono i primi depositi post collasso. Studi condotti da Gioncada et al. 1991 , grazie ai pozzi geotermici IV1 e VP1 (localizzati rispettivamente a SW e a NE della Fossa , suggeriscono, confermando in parte le teorie di Keller, un collasso differenziale composto appunto da due fasi. Inoltre i dati derivati dallo studio condotto sulle perforazioni consentono di stimare il volume della parte collassata che si ritiene ammonti a circa 10 k. Possibili depositi di questo volume associati alla formazione della caldera della Fossa non sono presenti ne all’interno, ne all’esterno della caldera stessa e questo ha portato a pensare che il collasso differenziale non sia dovuto allo svuotamento della camera magmatica e al successivo crollo della volta ma bensì a una tettonica regionale di tipo estensionale, che coinvolge anche la parte meridionale dell’isola di Lipari, connessa alla tettonica trastensiva della faglia Tindari Letojanni (Gioncada et al., 1991 . Il collasso è stato accompagnato e seguito da vulcanismo prevalentemente basico da trachibasaltico a latitico e leuci tefritico sottomarino. I depositi e le unità vulcaniche della caldera della Fossa, eruttati tra i 15 e gli 8 ka, consistono in diverse unità vulcano stratigrafiche sia piroclastiche che effusive. La sequenza piroclastica più voluminosa dell’isola è quella dei Tufi di Grotte dei Rossi che affiora prevalentemente sulla caldera del Piano. La composizione delle unità vulcano stratigrafiche tende a diventare più mafica e alcalina verso l alto, suggerendo che le eruzioni sono state scatenate da input di nuovo magma in un serbatoio superficiale promuovendo processi di mixing De Astis et al., 99 . Eruzioni principalmente stromboliane al M. Saraceno hanno chiuso questo periodo di attività. Attualmente all’interno della caldera della Fossa si erge un tuff cone composito attivo che si eleva per 391 m s l m.m. con un diametro basale di 1 km. Questo cono, chiamato La Fossa, si è costituito in tempi storici, circa 6 ka Frazzetta et al , 98 , ed è essenzialmente composto da un alternanza di prodotti piroclastici e lave con composizione variabile da trachitica a riolitica. L attuale attività del cono è rappresentata da emissioni fumaroliche localizzate essenzialmente sul bordo settentrionale del cratere e da una moderata attività sismica. A seguito della migrazione verso Nord dell attività eruttiva si è originata la penisola di Vulcanello che costituisce appunto il settore settentrionale dell isola di Vulcano. Emersa dal mare nel 1 3 a C. Plinius, “Nat. Historia” in De Fiore, 1922) la penisola di Vulcanello è costituita dall accumulo di lave e prodotti piroclastici di composizione variabile da shoshonitica a trachitica che hanno originato 3 piccoli coni ed una piattaforma lavica. Vi è inoltre da puntualizzare che nella zona di Porto di Levante sono presenti dei rilievi costituiti da un deposito piroclastico fortemente eroso, fumarolizzato e devastato dalle coltivazioni, ormai inattive, di zolfo e alunite, il più centrale viene chiamato Faraglione. Probabilmente essi formano un cono piroclastico, a composizione tefritico leucitica Keller, 1 , successivo allo sprofondamento della caldera della Fossa e di età paragonabile a quella della formazione di Vulcanello.


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