PUBBLICAZIONI

 

 

 

 

 

 

RISALITA ED ERUZIONE DEI MAGMI ALL’ETNA NEL CONTESTO TETTONICO REGIONALE

Prof. Gianni Lanzafame, Prof. Marco Neri, Dr. Umberto Giongrandi

 

Istituto Internazionale di Vulcanologia, CNR, Catania, Italia

 

Introduzione

 

Di recente sono stati elaborati numerosi modelli deformativi dell’apparato etneo ( Borgia et al., 1992 ), che sono però spesso mutuamente in conflitto e non soddisfano tutti i vincoli posti dal sistema. Il limite che li accomuna consiste nel fatto che si basano sull’analisi vulcano-tettonica e tettonica del vulcano e della sua immediata periferia e trascurano, invece, l’impianto tettonico regionale nel quale l’Etna si esprime. Noi abbiamo preferito seguire una linea di indagine che vede l’Etna come il prodotto non solo di eventi magmatici ad espressione locale, ma anche della dinamica tettonica a più ampia scala, che coinvolge l’intera regione. Ci proponiamo in tal modo di contribuire alla discussione sull’argomento, stabilendo alcuni “punti fermi” di ordine eminentemente geologico, da cui le modellizzazioni non possono prescindere. Per primi verranno analizzati i dicchi affioranti lungo le pareti della Valle del Bove. Essi hanno, per la maggior parte, un’età recente; una loro significativa percentuale appartiene anche a centri vulcanici più antichi, ora, estinti, di età compresa tra 34 e 100 Ka ( Ferrari et al., 1991 ). Lo studio delle caratteristiche geometriche delle intrusioni superficiali è stato completato dalla analisi della distribuzione dei coni avventizi e delle fessure eruttive sui fianchi del vulcano. Infine questi dati verranno confrontati con il campo strutturale della Sicilia orientale, per cercare di definire un quadro globale e coerente di interazione tra campi di stress regionali e magmatici alla scala del vulcano.

I dicchi della valle del bove

 

La Valle del Bove si apre sul medio-alto versante orientale etneo ed espone prodotti vulcanici di età variabile dall’attuale ad oltre 100 Ka ( Ferrari et al., 1991 ). Nelle pareti di questa profonda depressione le lame di lava solidificata all’interno di fessure planari affiorano per erosione differenziale. Sono stati rilevati 184 dicchi, subverticali ( 70% ), oppure inclinati di 60-80° ( 30% ), distinti, in base ai caratteri petrografici macroscopici.

Si distinguono 4 famiglie principali, le quali, per i reciproci rapporti di intrusione, sono stati messi in relazione con l’attività dei centri eruttivi che affiorano nella Valle del Bove ( Ferrari et al., 1991 ).

 

·        Dicchi di Rocca Capra. Si tratta di dicchi microporfirici ad olivina e femici, che hanno alimentato esclusivamente i centri di Rocca Capra, di età compresa tra 80 – 50 Ka ( Gillot et al., 1994 ).

·        Dicchi ad Anfibolo. Sono dicchi generalmente molto alterati, che introducono l’unità di Monte Calanna, il centro eruttivo del Trifoglietto     ( Calvari et al., 1994 ) od i centri posteriori al Trifoglietto ma precedenti l’Ellittico, ovvero vecchi di oltre 34 Ka.

·        Dicchi a Plagioclasio. Dicchi caratterizzati da fenocristalli di plagioclasio molto grandi ( sino ad 1 cm ), prevalentemente associati al Centro Eruttivo dell’Ellittico ( Coltelli et al., 1994 ), di età compresa tra 34 e 15 Ka ( Gillot et al., 1994 ).

·        Dicchi Afirici. Questi dicchi tagliano tutte le unità stratigrafiche affioranti, comprese quelle dell’Ellittico, e rappresentano il gruppo più recente. In relazione la periodo di formazione della Valle del Bove  ( Guest et al., 1984; Pasquarè et al., 1992, Coltelli et al., 1994 ), che li mette in esposizione, le intrusioni di questa famiglia hanno versosimilmente un’età di 15-5 Ka.

 

Lungo la parete nord i 66 dicchi che la tagliano presentano una orientazione NE-SO, con picchi secondari orientati N-S ed ENE-OSO, e spessori che variano da 20 cm a 5 metri. Lungo le pareti sud ed ovest sono stati misurati 118 dicchi, orientati NO-SE, con spessori compresi tra 20 cm e 10 m. La direzione di flusso del magma nei dicchi è risultata prevalentemente suborizzontale o comunque inclinata, da monte a valle, tra 0 e 30°.

 

 

 

 

 

 

Fratture e Coni Avventizi

 

Sulle pendici dell’Etna sono distribuiti oltre 300 coni avventizi e un gran numero di fratture eruttive. La loro distribuzione  ( Villari et al., 1988 ), sotto i 2000 m sul livello del mare, sembra individuare tre zone principali, in letteratura note come Rift di Nord-Est, Rift di Sud e Rift di Ovest ( Kieffer, 1975 ).

 

   

La dilatazione dell’apparato vulcanico connessa con le intrusioni

 

Sulla base di una metodologia di calcolo già utilizzata da Ferrari et al., ( 1991 ), si è stimata la dilatazione indotta dalle intrusioni magmatiche all’Etna. Sono stati utilizzati i dati geometrici dei dicchi affioranti nella Valle del Bove, integrandoli con quelli dei cono avventizi e delle fessure eruttive dell’intero vulcano. Infatti, è noto che l’orientazione della fessura eruttiva generalmente corrisponde a quella del dicco che la alimenta ( McGuire et al., 1991 ), così come per l’asse di massimo allungamento del cratere o della base dei coni avventizi, quando questi poggiano sopra un substrato orizzontale o poco inclinato  ( Villari et al., 1988 ). Lo spessore dei dicchi sepolti è stato valutato uguale alla media di spessore dei dicchi più recenti, ovvero quelli afirici, e quindi pari a 1,33m.

L’integrazione dei dati raccolti porta ad avere informazioni su un totale di 371 dicchi. Di essi, quasi i 3/5 rappresentano intrusioni recenti, mentre la restante parte si riferisce a dicchi con più di 15.000 anni.

 

  

 

Bibliografia

 

·        Borgia A., Ferrari L., & Pasquarè G., 1992: Importance of gravitional spreading in the tectonic and volcanic evolution of Mount Etna:Nature, 357, 231-235.

·        Coltelli M., 1994: Geology of northern wall of Valle del Bove, Etna( Sicily ). Acta Vulcanol. , 5, 55-68

·        Ferrari L., garduno V.H. , Neri M. ( 1991 ): I dicchi della Valle del Bove , Etna , un metodo per stimare le dilatazioni di un apparato vulcanico. Mem. Soc. Geol. It., 47, 495-508

·        Kieffer G., ( 1975 ): Sur l’existence d’une “ Rift zone” a l’Etna ( Sicilie ) . C.R. Acad. Sci. Paris, D 280, 236-266

·        Gillot P.Y., Kieffer G., & Romano R., ( 1994 ): The evolution of Mount Etna in the light of potassium-argon dating. Acta Vulcanol., 5, 81-87.

·        Lanzafame G., Leopardi A., Neri M., & Rust D., ( 1997 ): Late overthrust of the Appenine-Maghrebian Chain at the NE periphery of Mt. Etna, Italy. C.R.Acad. Sc. Paris, in stampa.

·        Lanzafame G., Neri M., Coltelli M., Lodato L., & Rust D., ( 1997 ): North-South compression in the Mt. Etna region ( Sicily ) : spatial and temporal distribution, Acta Vulcanol., in stampa.

·        Lanzafame G., Neri M., & Rust D., ( 1996 ): Active tectonics affecting the eastern flanks of Mount Etna: structural interactions at regional and local scale, 25-33.

·        Villari L., Rasà R., & Cacciamo A., ( 1988 ): Considerazioni sull’hazard vulcanico e sul campo di sforzi nella regione etnea attraverso l’analisi morfometrica e la distribuzione plano-altimetrica dei coni avventizi. Boll. CNR-GNV, 600-619.

 

 

 

 

 

 

 

 

Differences among fish assemblages associated with nearshore Dendropoma reef and other two rocky habitats along the shores of Cape Milazzo (Northern Sicily, Central Mediterranean Sea)

 

Dr. P. Consoli · Dr. U. Giongrandi · Dr. T. Romeo · Dr. F. Andalaro

 

Dr. P. Consoli, Dr. T. Romeo, Dr. F. Andaloro

ICRAM, Central Institute for the Research Applied to the Sea. Via dei Mille 44, 98057 Milazzo (Me), Italy.

E-mail of corresponding author: pierpaoloconsoli@hotmail.com; Fax: +39-090-9224872

Dr. U. Giongrandi , Well Site Geologist

 

Abstract Fish assemblages associated with shallow rocky bottoms along the coast of Cape Milazzo were investigated within three selected habitats, each represented by a different degree of complexity and namely vermetid reef (VR), rocky-algal reef (RR) and boulder and pebbles (BP). The area, located along the northern coast of Sicily (Southern Tyrrhenian Sea) was studied by using non destructive diver visual census methodology evaluating species composition and abundance. A total of 39 fish taxa belonging to 15 families was recorded over the three habitats investigated. Multivariate and univariate approaches detected significant differences among the three habitats. These differences were either in fish assemblages structure, in the assemblage parameters and in the abundances of some common species.  A Multi Dimensional Scaling  performed on the entire fish density data set showed distinct groupings for the three habitats. The highest values of mean species richness (S), diversity (H’) evenness (J) and density (N) occurred over the more complex habitat, represented by vermetid reef, than over rocky algal reef habitat or boulders and pebbles. Different habitat preferences were evidenced for several fish species. Diplodus sargus, Serranus scriba, Tripterygion tripteronotus, Tripterygion delaisi and Tripterygion melanurus were significantly more abundant over VR whereas Thalassoma pavo and Symphodus tinca were  more abundant both over VR and BP habitats. Statistical comparison did not detected habitat preferences in Symphodus roissali, Oblada melanura, Diplodus vulgaris and Sarpa salpa. As far as the size is concerned, small, medium and large-sized specimens of D. sargus and  only large-size individuals of D. vulgaris were significantly more abundant over the VR habitat side than over the other two. These results suggest that differences in assemblage parameters are related to habitat structure. Greater habitat complexity means greater surface available, thus providing additional resources for adults and juveniles of many species: food, cavities, caves and then new niches, refuges from predation, from artisanal fishery nets, as well as resting or mating sites, boosting the total number of individuals and species. The results of this study highlight, for the first time, the importance of vermetid reef in sustaining the biodiversity of fish assemblages and emphasize the need for their careful management in an area already proposed as Site of Community Interest.

 

Keywords: fish assemblage, habitat, vermetid reef, visual census, Mediterranean Sea.

 

Introduction

Trottoir à vermets (Pérès and Picard 1952) are biogenic constructions (sensu Laborel 1987) located in warm-temperate areas such as the Atlantic Ocean and the Mediterranean Sea and formed by the species Dendropoma petraeum (Monterosato 1884).

They grow perpendicular to the coastline, from land to sea, forming flat horizontal reefs lining most rocky calcareous shores in which a well developed community is found (Chemello 1989; Mannino 1992; Orlando 1978; Pandolfo et al. 1992a, 1992b; Safriel et Ben-Eliahu 1991).

These highly indented structures are documented to inhabit the rocky coasts of temperate and tropical seas (Keen 1961), with the isolated exceptions of the Carribean Sea (Jones and Hunter 1995) and the Island of Fernando de Noroña in Brazil (Kempf and Laborel 1968), the most important constructions are found in the Mediterranean Sea. In this basin vermetid platforms are always located along the shores below the 14 °C winter isotherm (Chemello et al. 2000) and were first reported from along the coast of Isola delle Femnine, near Palermo (northern Sicily, central Mediterranean) by the French naturalist De Quadrefages (1854). A century later, Molinier and Picard (1953) gave a detailed description of the same locality and suggested a correlation with similar bio-constructions located along the Algerian coast (Perés and Picard 1952). In the eastern Mediterranean, Safriel (1966; 1974; 1975) described intertidal reef-like structures from along the coasts of Israel; vermetid platforms are present along the coast of Lebanon (Dalongeville 1977; Bitar and Bitar-Kouli 1995a; 1995b), southern Turkey (Laborel 1987), Crete (Kelletat 1979; Laborel 1987), Malta (Azzopardi 1992), Algeria (Molinier and Picard 1953), Corsica (Molinier 1955a; 1955b) and Spain (Templado et al. 1992).

In Sicily trottoir à vermets are located along Tyrrhenian coasts, between Cefalu’ promontory and Trapani coast, and inside Egadi Islands. Some of thick formations are placed to South-East Ionian coast, near Siracusa; some other small constructions are situated along the southern shores of Lampedusa and Ustica islands.

The vermetid formations located in the North side of Capo Milazzo’ promontory hasn’t ever been studied. This area, a large plateaux (45.18 ha) located in the Northen coast of Sicily (Southern Tyrrhenian Sea), particularly interesting for marine and terrestrial fauna and flora, was proposed as Site of Community Interest (SIC; Council Directive 92/43/EEC of 21 May 1992). The Directive is intended to ensure biodiversity by conserving natural habitats and wild fauna and flora in areas like that.

In Mediterranean, vermetid reefs have been studied concerning malacofauna (Orlando 1978; Chemello 1989; Chemello et al. 1990; Pandolfo et al. 1992a; 1992b; 1996), dimensional analyses of the trottoir (Badalamenti et al. 1992a; 1992b; Chemello 1989) polychaete communities (Badalamenti et al. 1998; Ben-Eliahu 1975; 1976; 1977a; 1977b; Safriel and Ben-Eliahu 1991) and algae (Mannino 1992).

Even though in Mediterranean Sea, several authors have investigated fish faunas from different rocky bottoms (Bell 1983; Harmelin 1987; Garcia-Rubies and Zabala 1990; Francour 1994; Macpherson 1994; Dufour et al. 1995; Fasola et al. 1997; Sala 1997; Sala and Boudouresque 1997), studies on fish assemblages associated with vermetid reefs habitats are scanty (Goren and Galil 2001) and comparisons among fish assemblages associated with vermetid reefs and those from other nearshore rocky bottoms are not avaiable.

Therefore, the main objectives of this study were to: (1) characterize the fish assemblages inhabiting the shallow rocky bottoms of Cape Milazzo; (2) assess differences in the assemblages parameters and total density among a habitat characterized by vermetid formations and other two rocky bottom habitats; (3) determine if there were habitat preferences of some common inshore fish species.

 

Materials and methods

Study area

Fish assemblages associated with shallow (i.e. 0-3 m depth) rocky bottoms along the coast of Cape Milazzo (Fig 1) were investigated at three selected habitats, each represented by a different degree of complexity and namely vermetid reef (VR), rocky-algal reef (RR) and boulder and pebbles (BP). All three habitat types were sampled along the northern coast of Cape Milazzo about 500 m apart from each other.

 

 

The first habitat (VR) was represented by a vermetid reefs formation rich in crevices and other shelters. The trottoir of Milazzo Cape, as well NW Sicily ones, are complex systems which share the major features of mid and infralittoral levels and include many microhabitats. In fact, according to Chemello (1989), a typical vermetid platform can be divided into a number of different zones: 1) Lythophillum lichenoides cushions, the biological marker of the inner margin of the vermetid platforms; 2) one or more “cuvettes”, little pools which remain covered by sea water and separated from each other by small vermetid crests; 3) an elevated outer margin; 4) the upper infralittoral fringe characterized by a “facies” of the Phaeophycaea Cystoseira amentacea var. amentacea. To follow the bottom, at the beginning, goes down suddenly to 1-2 m and then gently and it is composed primarily of rocky boulders of diverse sized. Moreover, vermetid ledges growing also on the surface abrasion blocks scattered at the base of the cliff, yields mushroom structures. 

The rocky-algal reef (RR) was represented by a heterogeneous hard substrates. The third habitat (BP) was characterized by a gently slopping bottom with pebbles and boulders of different size.

Cover type at the sampling habitats were quite similar; algal cover was mainly composed of a small turf of brown algae, such as Dictyota dichotoma (Hudson) Lamoroux and Cistoseira spp.; small patches of Acetabularia acetabulum (L.) Silva and Padina pavonica (L.) Thivy were also present on flat rocks and boulders.

 

Sampling techniques

Sampling was carried out in June 2005, within the space of a short time lapse (three weeks) to prevent temporal bias and only with excellent weather conditions (i.e. low winds and hydrodynamics, high water transparency). The survey was conducted at three selected habitat, during day time (10 a.m. and 2 a.m), using a strip transects underwater visual census technique (Harmelin-Vivien et al. 1985).

Given the shallow depth (0-3 m), assessment was carried out by snorkelling evaluating species composition and number of fish along 20 m long and 2 m wide transects (total surface area 40 m2) parallel to the coastline. At the vermetid reef habitat, transects were performed immediately under the upper infralittoral fringe of the platforms.

The “transect” technique was chosen from among the available visual approaches as it is the most suitable for both smaller specimens and fast-swimming species (Harmelin-Vivien and Francour 1992; Francour 1997).

Twelve replicates were performed at each habitat by a single diver, in order to minimize the bias associated to the subjectivity of different observers.

Census accuracy is influenced by the observer’s swimming speed (Lincoln Smith 1988, 1989; De Girolamo and Mazzoldi 2001), which must be adjusted in relation to the target species behaviour and substratum heterogeneity. It is clear that censusing all the species occurring along a transect through one census only, although less time consuming, can give very biased estimates. To avoid such a bias two censuses were carried out along the same transect: one at higher speed (6m/min), to census nectobenthic fishes and one at low speed (3.5 m/min), to census benthic and criptobenthic fishes (De Girolamo and Mazzoldi 2001). Each fish recorded was assigned to one of three size classes, i.e., small, medium, and large, corresponding to the lower, intermediate and upper 33% range sizes reported in the literature for each species (Fischer and Schneider 1987).

Juvenile stages (i.e., settlers and recruits) were excluded from the study, since their numerical contribution may greatly influence mean values.

Abundance of fishes was estimated using a scale based on a geometric progression factor approximately of 2 (1, 2-5, 6-10, 11-30, 31-50, 51-100, 101-200, 201-500, >500 individuals), and fish density (number of individuals 40 m-2) was estimated by considering the mid point of each abundance class (Harmelin-Vivien et al. 1985; Francour 1997).

As descriptor of habitat complexity we measured rugosity which was estimated as the ratio L/l between real length (L) measured with a chain contoured over the bottom and extended transversely  to the transect centre line, and linear distance between the chain’s endpoints (l = 2 m) (Luckhurst and Luckhurst 1978). This measure was repeated 5 times at regular intervals along every transect. All these measurements were averaged to obtain the final complexity value for each habitat type.

 

Data analysis

The study used a structured hierarchical experimental design. The sampling design included the factor “habitat” with 3 fixed levels: RR, VR and BP.

Kruskal Wallis test was applied to assess differences between habitats complexity.

The fish species variables were highly skewed and container a great many zeros, making traditional analyses (which assume normality of errors) unsuitable, so nonparametric approaches were used. PERMANOVA (Anderson 2001a; McArdle and Anderson 2001) was used to analyse the multivariate data set in response to the complete experimental design. This method allows multivariate data to be analysed on the basis of any distance or dissimilarity measure of choice, in response to any complex experimental design, with P-values obtained using permutations.

There were 39 species variables, each transformed to log (x+1) so that each species contributed fairly evenly to each analysis (Clarke 1993). Bray-Curtis dissimilarities were calculated between all pairs of observations for ensuing analyses (Bray e Curtis 1957). For NP-MANOVA we used 4999 unrestricted random permutations of the raw data (Anderson 2001b).

 

 

Non-metric multidimensional scaling (MDS, Kruskal and Wish 1978) was used to visualize multivariate patterns among plots on the basis of the Bray-Curtis dissimilarities. MDS is an unconstrained ordination method and thus allows patterns in overall dispersion and potential differences in relative within-group dispersion to be visualized (Willis and Anderson 2003).

The assemblage structure for each transect was developed by calculating species richness (S = number of species), diversity (by the Shannon–Wiener index, H’sp = −∑pi log2 pi, where pi is the proportion of the total sample belonging to the ith species), evenness (J = H’sp log S−1) (Pielou 1966), total density and species density (number of individuals 40 m-2). At the three habitats, mean density and frequency of occurrence were evaluated for all the investigated species.

To test for differences over habitats in the assemblage variables (S, H’, and J) and total density, a nested ANOVA was used. Homogeneity of variances was tested by Leven’s test; whenever necessary, data were transformed (generally to log x+1) and tested again (Underwood 1997). When transformation did not produce homogeneous variances, α = 0.01 was used to make up for the increased likelihood of type 1 error (Underwood 1981). Post hoc multiple comparisons after ANOVA were made by the Student–Newman–Keuls (SNK) test (Underwood 1997). Analysis of variance (ANOVA) was also used to test the null hypothesis that there were no differences in the abundances of 12 of the most abundant specie among habitats. As regards Diplodus vulgaris and Diplodus sargus Anova was also used to test that there were no differences in the abundance of each size class among habitats. ANOVAs were performed using the Statistica software package.

 

 

 

 

Results

Habitat complexity

The mean complexity value, standard deviation and range for each habitat are represented in figure 2. Kruskal-Wallis test detected significant differences between habitats complexities (KW-H 2,180 = 116.408, p = 0.000) and, as expected, the habitat with the highest complexity was represented by the vermetid reef formations (mean value = 2.27; SD = ± 0.38).

 

 

A total of 39 fish taxa belonging to 15 families was recorded (Table 1) over the three habitat investigated. Atherinidae and most of mugilidae species were not identified at species level due to the difficulty of the specific determination by direct visual observations. A comparable total number of species (total species richness) was recorded at each habitat (28 at BP, 29 at VR and 31 at RR). Twenty-two species were in common among the three habitats. The family with a higher number of species were wrasses (Labridae with ten species), sea breams (Sparidae with six species) and Blenniidae (Combtooh blennies with 5 species). Quantitative data on mean species density and frequency of occurrence are reported in Table 1. The most abundant species were Chromis chromis, Symphodus tinca, Thalassoma pavo, Symphodus roissali and Coris julis with a total density (all the habitats pooled) ranging between 18.4 and 4.4 individuals per 40 m2. Of the 39 taxa recorded, S. tinca was ubiquitous (f = 100 %) being observed within each habitat and site. Lipophrys pavo, Paralipophrys trigloides, Scartella cristata, Gobius cruentatus, Dicentrarchus labrax, Mugilidae, Muraena Helena, Sparisoma cretense, Serranus cabrilla and Diplodus puntazzo occurred only on one habitat with a low density.

Multivariate analyses

Permanova test (table 2) detected significantly different fish assemblages between the three habitats.

 Pairwise comparisons (table 3) showed significant differences in assemblages of fishes among the three habitats selected. The results of statistical test were confirmed by the (unconstrained) metric multi-dimensional scaling plot of the Bray-Curtis distances (fig. 3).

 

Univariate analyses

The ANOVA results (table 4) indicated significant differences among habitats in most of the species indicated in Fig 4. D. sargus, S. scriba and the three Tripterygiidae species were more abundant at VR. T. pavo and S. tinca were more abundant over the VR and BP habitats side of Cape Milazzo than over the RR. In particular, the peacock wrasse reached the highest density on the BP habitat, where, on average, 22 specimens per 40 m2 were censused. Statistical comparison did not detected habitat preferences in S. roissali, O. melanura, D. vulgaris and S. salpa. As far as the size is concerned, small, medium and even more, large-sized specimens of D. sargus were significantly more abundant over the VR habitat side than the other two (table 5). D. vulgaris showed the same patterns of spatial distribution related to size as observed for D. sargus. Large-size individuals of D. vulgaris, in fact, were significantly more abundant over the VR habitat, while small and medium D. vulgaris did not display any differences among habitats.

Average values of density (N), species richness (S), diversity (H’) and evenness (J) of the whole fish assemblage by habitats are given in fig. 5. Significant differences in total density were recognized by ANOVA in relation to habitats (Table 6). Mean fish density was significantly higher both over VR and BP than over RR. Species richness and diversity (H’) were usually higher over the vermetid reef habitat than at the other two: these differences between habitats were highly significant. The value of J varied significantly among habitats: the highest value was recorded over VR whereas no differences among site occurred for J. In summary, the highest assemblage variables values were found over the vermetid reef habitat.

 

Discussion

The present study detected significant difference among the three identified habitats. These differences, observed both by multivariate and univariate approaches, were either in fish assemblages’ structure, in the assemblage parameters and in the abundances of some common species.

Previous studies dealing with comparisons among fish assemblages of different areas, using different statistical analyses, reported conflicting results. Shepherd et al. (1992), in the Maldives, found that only multivariate technique revealed significant differences between impact and reference sites, while considering some univariate variables they did not detect any differences. Conversely in a field manipulation study to assess the impact of coral disturbance on the associated fish communities, Lewis (1997) observed significant differences only using univariate measures, while multivariate methods did not show any evidence of disturbance. The results of our study show that an analytically correct approach in environmental studies should consider both multivariate and univariate responses in accord with Lewis (1997) and Guidetti et al. (2002).

The results indicate firstly that shallow rocky shores around Cape Milazzo were inhabited by a diversified benthic fish assemblage made up by 39 fish taxa. The value of species richness (29) recorded at the vermetid habitat was, anyway, lower than that recorded by Goren and Galil (2001) along a vermetid reef at Israel (36 fish taxa).

In our study the highest values of mean species richness (S), diversity (H’) evenness (J) and density (N) occurred over vermetid reef habitat than over rocky algal reef habitat or boulders and pebbles. According to Safriel and Ben-Eliahu (1991), in fact, vermetid reefs exercise considerable influences on superior mediolitoral and infralitoral comunity, resolving increase of populations’ diversity associated (Pandolfo et al. 1996; Badalamenti et al. 1998).

The habitat complexity could explain the observed differences between fish assemblages associated with the three selected habitat.

 For reef-associated fishes, indeed,  there is abundant evidence that the structure of the habitat has important effects on spatial distributions of populations, both in tropical coral reefs (Roberts and Ormond 1987; Tolimieri 1995; Caley and St. John 1996; Friedlander and Parrish 1998; Tolimieri 1998; Holbrook et al. 2000; McClanahan and Arthur 2001) and in temperate rocky reef systems (Choat and Ayling 1987; Jones 1988; Holbrook et al. 1990; Connell and Jones 1991; Carr 1989; Levin and Hay 1996; Tupper and Boutilier 1997; García-Charton and Pérez-Ruzafa 2001).

Moreover, in different fish assemblages, many researches have pointed out that both S and H’ generally increased with habitat complexity (Luckurst and Luckurst 1978; Macpherson 1994; García Charton and Pérez Ruzafa 1998; 2001; La Mesa and Vacchi 2005) and our results are in accordance with those obtained by the above mentioned authors.

Indeed, as shown by our results, there are natural differences in habitat complexity (or bottom relief) among vermetid reef, rocky algal reef and boulder and pebbles habitats. In fact vermetid reef provides a more complex three-dimensional biogenic structure (Huston 1994). By building a framework, bioconstructors generate physical structures thus modifying the habitat and its structural complexity. This implies direct provision of living space by the physical structure and quantitative changes in the amount of living space as the framework grows (Cocito 2004). In addition, vermetid ledges growing on the abrasion blocks scattered at the base of the cliff, yields mushroom structures (Antonioli et al. 1999). These formations, observed along the coasts of Cape Milazzo, determine a further increasing of vermetid habitat complexity which was observed neither on rocky algal reef habitat nor on boulder and pebbles.

The main features of the rocklike structure contributed to the reefs by Dendropoma is the combination of hardness and porosity (Ben-Eliahu and Safriel 1982). The Dendropoma worm-like empty tubes are inhabited by animals of several groups, of which worms, especially polychaetes, are dominant in numbers and biomass.

Moreover, the high wave energy to which the reefs are exposed causes sediment, detritus particles and live plankton to be continually pumped into, and trapped within the reefs’ pores and crevices (Safriel and Ben-Eliahu 1991).

Greater habitat complexity means greater surface available, thus providing additional resources for adults and juveniles of many species: food, cavities, caves and then new niches, refuges from predation, from artisanal fishery nets, as well as resting or mating sites ect….and boosting the total number of individuals and the number of species. 

The greater abundance of the whole fish assemblage and Tripterigidi over vermetid reef is probably due to the high presence of crevices in this habitat. Some authors have suggested that habitat complexity can positively affect fish density through diverse mechanisms, for instance by increasing shelter opportunities (Macpherson 1994). Offering protection from predation, wave scour and high light irradiance, crevices represent a better habitat to many organisms, which are far more abundant in crypts than on open surfaces. The three species T. tripteronotus, T. melanurus and T. delaisi, defined as cave-dwelling species by Abel (1959) and Riedl (1966), in fact, regularly inhabit these cavities.

Habitat complexity can also modify the effects of predation on fish by providing refuges (e.g., Connell and Jones 1991; Hixon and Beets 1993; Caley and St. John 1996; Beukers and Jones 1997; Tupper and Boutilier 1997; Steele 1999). It is possible to presuppose that these refuges could also protect fishes from set nets; as regards, D. sargus and D. vulgaris, two species of great commercial value targeted by many kinds of set nets along the coasts of Milazzo, the large size classes resulted more abundant over vermetid habitat.

Although the data presented here are indicative of habitat effects, we cannot eliminate the alternative possibility that exposition could explain the observed differences among habitats. This means that the potential positive influence of high complexity on assemblage variables might be overcome by other environmental features, such us wave exposure.

Among the physical factor, it has been demonstrated that wave exposure affects shallow water habitats and associated sessile and vagile faunas in the reef habitats (Williams 1991; Denny 1994). With respect to the fish fauna, it is well known that the effects of wave exposure is one of the main factors which influences the distribution patterns of fish associated with coral reef habitats (Bellwood et al. 2002). The exact mechanisms through which wave exposure influences fish distribution have not been clearly identified yet. Recent studies suggest that the distribution patterns of many reef fish across a range of wave exposures could be related to their swimming abilities (Bellwood and Wainwright 2001; Fulton et al. 2001; Fulton and Bellwood 2004). However differences in fish assemblages in exposed or sheltered environments could also be due to the effects of wave action on benthic communities which could affect the distribution of associated reef fish (Bellwood et al. 2002; Friedlander et al. 2003; Nanami et al. 2004).

According to Safriel and Ben-Eliahu (1991) a factor affecting the distribution and dimension of the trottoir à vermets at small scale, in Mediterranean Sea, is the superficial hydrodynamism: D. petraeum is a sedentary, aggregative plankton-feeding snails restricted to sites with the most exstreme wave action. That’s why in Sicily, Vermets‘ platforms, are founded along all North-West coasts (Chemello et al. 2000). Even if all the three habitat where placed on the Northern side of the promontory, the vermetid habitat is located exactly in the North-Western side were the hydrodinamism is maximum (us reported by the winds chart, in the area of Cape Milazzo the 60 % of winds blow from West: NW, W and SW winds).

It’s possible to suppose that the main hydrodynamism on North-West slope’ promontory creates very well platforms’ development conditions, which complexity influences fish assemblages, associated to this habitat. Anyways it is important not to infer too much concerning processes that may be underlying observed patterns in the results reported here.

To date, no study has undertaken an extensive survey of the shallow water fish assemblage along the Milazzo promontory in reference to habitat. The data collected showed a high fish biodiversity associated with the trottoir à vermets. This habitat, characterized by a great structural complexity, appears fragile and particularly sensible to human pressure as pollution, not sustainable tourism and illegal fishery. Considering that this trottoir is close to Milazzo urban development and his industrial area, the environmental importance of this habitat and its role for the Mediterranean biodiversity suggest to realize, as soon as possible, a specific conservation strategy as well as a marine protected area. 

 

 

Acknowledgement.  The present study represents a part of a PhD research carried out by Dr. P. Consoli and funded by the University of Messina and CEE. Many thanks are due to Dr G. La Mesa (ICRAM of Rome, Italy), to Prof. Marti J. Anderson (University of Auckland) for their useful suggestions which improved the manuscript and to Dr. U. Giongrandi for his precious help concerning the scientific matter and the English translation..

  

 

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Università di Milano-Bicocca

 

Dipartimento di Scienze Geologiche e Geotecnologiche

 

                SISTEMI IDROTERMALI

 

 

 Dr. Isidoro Cantale * , Geologist
 Dr. Umberto Giongrandi * , Petroleum Geologist 

 

 

 

 

 

1.     I SISTEMI IDROTERMALI DI DORSALE  MEDIO – OCEANICA

 

Uno dei più interessanti sviluppi in geochimica, negli ultimi 25 anni, è stata la scoperta di emissioni nelle dorsali medio – oceaniche (“Hydrothermal vents”).

Era già interessante la vista dell’acqua a 350 ° C, nera a causa del precipitato che fuoriusciva dal fondo dell’oceano, circondata da una vibrante strana comunità di organismi viventi nella totale oscurità alla profondità di 2550 metri o più.

Ma questi fenomeni erano interessanti anche per altri motivi. I sistemi idrotermali sono siti di deposizione attiva di minerali, così gli scienziati erano in grado di analizzare direttamente il tipo di fluidi in grado di produrre quantità massive di minerali di solfuri di origine vulcanica.

 

 

L’attività idrotermale è anche un’importante fonte per alcuni elementi negli oceani, un’importante perdita per altri ed ha anche un profondo effetto sulla composizione della crosta oceanica. Così la scoperta di emissioni idrotermali ha fornito ai geochimici l’opportunità di apportate dei pezzi importanti al grande puzzle geochimico.

I fluidi emanati dai “ Hydrothermal vents” sono composti da acqua marina che ha subito un’estesa reazione con la crosta oceanica a varie temperature.

Sono fluidi ridotti ( giacimenti – solfuri ), acidi e ricchi in metalli disciolti.

Sono stati osservati tre tipi di emissioni: emissioni diffuse a bassa temperatura, nelle quali le soluzioni idrotermali, miscelate con le soluzioni di acqua marina al di sotto della superficie si diffondono lentamente sul fondo marino; “black smokers”, nei quali un fluido ad alta temperatura (di solito > 300° C ) viene emesso dai  “camini” di solfuro e precipita solfuro, e un fumo di ossidrossido di Fe – Mn; e i “white smokers”, nei quali fluidi ad alta temperatura (200 – 300° C) sono emessi da camini di anidrite e precipita un fumo bianco di anidrite.

 

2.  LA COMPOSIZIONE DEI FLUIDI IDROTERMALI

 

E’ stato difficile ottenere dei campioni di fluido puro a causa della rapida contaminazione di quest’ultimo con l’acqua di mare; del resto è possibile calcolare il fluido originario da uno contaminato; questo fornisce direttamente la concentrazione se almeno una proprietà del fluido è conosciuta.

Quando la temperatura di un fluido emesso può essere calcolata, abbiamo una chiave per calcolare la composizione finale del fluido stesso. Le prime emissioni scoperte dal “ Galapagos Spreading  Center “, erano diffuse a bassa temperatura ( < 13 ° C ).

Fu osservata una forte correlazione inversa tra Mg e temperatura e Edmond et al. (1979), conclusero che il fluido idrotermale puro aveva una temperatura di 350 ° C ed una concentrazione di Mg di 0.

Dai dati forniti dalla prima scoperta di emissione ad alta temperatura, a 21° N  nell’East Pacific Rise si estrapolò una temperatura simile e una concentrazione di Mg pari a 0.

Così il Mg sembra essere estratto quantitativamente dall’acqua marina nei sistemi idrotermali. Ciò venne successivamente dimostrato per tutti gli altri sistemi idrotermali ad alta temperatura. Avendo determinato che la concentrazione di Mg in un fluido è pari a 0, le concentrazioni di tutte le altre specie nei fluidi erano facilmente ottenute dall’intercetta in un grafico della concentrazione delle specie di interesse.

Per esempio, nel grafico solfato/Mg a 0 solfato si estrapola 0 Mg , così questi fluidi hanno anche 0 solfato.

La stessa procedura mostra come i fluidi sono anche ricchi di silice e Li relativi all’acqua marina.

Il fluido idrotermale puro, nelle prime, poche emissioni scoperte, aveva una composizione relativamente omogenea e temperature simili; altre, scoperte in seguito, avevano temperature più variabili.

Le temperature dei fluidi dalle emissioni in 19 siti variano da 220 a 403 ° C ( questa estensione esclude il “ flusso diffuso “ ). Le più basse temperature si riscontrano la dove i fluidi attraversano sedimenti stratificati sul basalto ( esempio, la  Guaymas Basin nel Golfo della California, Escanaba Trough nel Gorda Ridge e Middle Valley nel Juan de Fuca Ridges ). Le più alte temperature sono state trovate in emissioni localizzate nei pressi del sito di una recente eruzione vulcanica ( a 9 - 10 ° N nell’East Pacific Rise ).

La maggior parte di queste ha temperature comprese fra i 300 ed i 380 ° C, un intervallo sorprendentemente ristretto.

Questo probabilmente riflette la grande diminuizione di densità che avviene quando l’acqua marina è riscaldata a queste temperature.

In alternativa, esso può riflettere una netta diminuizione della porosità della roccia a queste temperature ( L. Cathles, pers. Comm. ).

I fluidi sono acidi e riducenti ( i solfuri hanno sostituito i solfati ). La maggior parte dei fluidi contiene concentrazione di Cl, Na e B che sono vicini ( intorno al 20% ) alle concentrazioni dell’acqua marina.

In questi casi questi elementi sembrano comportarsi quasi stabilmente nel sistema idrotermale.

L’emissione del Virgin Mound nel vulcano Axial, un “ white smokers “, ha sostanzialmente meno cloro che l’acqua marina, mentre il fluido del South Cleft ne ha di più. In generale, i fluidi hanno meno solfuri rispetto al solfato che contiene l’acqua marina, così c’è stata una netta perdita di zolfo dalla soluzione. Tutti i fluidi hanno grandi concentrazioni di Li, Be, Al, C, Si, Ge, Rb, Cs e metalli di transizione ( eccetto per Mo ) che nell’acqua marina.

Tutti i fluidi, tranne nel Virgin Mound, hanno alte concentrazioni di K rispetto all’acqua marina.

La composizione dei fluidi idrotermali dipende da un certo numero di fattori (Von Damm, 1990): temperatura, pressione, il rapporto in cui l’acqua e la roccia reagiscono (  rapporto acqua/roccia ), se la roccia è inalterata o ha reagito precedentemente, se è stato raggiunto l’equilibrio o le composizioni sono controllate dalla cinetica, se i fluidi hanno subito un cambiamento di fase e si sono mescolati tra loro.

 

Adesso esamineremo il processo che avviene all’interno dei sistemi idrotermali.

 

3.  L’EVOLUZIONE DEI FLUIDI IDROTERMALI

 

In maniera molto semplice, i sistemi idrotermali possono essere suddivisi in tre zone ( Alt,1995 ).

La prima è la “ Zona di ricarica “, dove l’acqua marina entra nella crosta oceanica e viene riscaldata appena vi penetra dentro. In questa zona, che può anche essere individuata molti Km fuori dall’asse della dorsale, il flusso è diffuso, così i rapporti acqua – roccia sono bassi, e la temperatura di reazione è relativamente bassa ( < 200° C ). La seconda è la “ Zona di reazione “che è localizzata vicino la base dei dicchi e dei gabbri superiori.

In questa zona l’acqua reagisce con la roccia calda ad alta temperatura ( > 350 ° C ), e le caratteristiche primarie del fluido sono determinate. A causa della ridotta permeabilità della crosta i rapporti acqua/roccia sono più bassi rispetto alla zona di ricarica sovrastante.

La fase di separazione, in cui il fluido si separa in acqua salata ad alta densità e in fluido a bassa densità, può avvenire in questa zona. La terza zona, in cui si è raggiunta la composizione finale del fluido, è la “ Zona del flusso di risalita “.

Qui l’acqua sale rapidamente e si raffredda un po’. Possono avvenire precipitazioni di alcuni solfuri e può anche avvenire un’ebollizione se la pressione è sufficientemente bassa e la temperatura sufficientemente alta. Miscelazioni con l’acqua marina a bassa temperatura che può portare ad avere una estesa precipitazione di solfuri e anidrite.

 

 

3.1         Zona di ricarica

 

Appena l’acqua entra nella crosta oceanica reazioni a bassa temperatura avvengono nel vetro vulcanico e i minerali sono trasformati in argille come Celadomite, Nontronite, miche ferriche, Smectite e ossidrossidi.

In questo processo la roccia acquista i metalli alcalini Li, K, Rb, Cs, B, ed U dall’acqua marina.

La calcite può precipitare in vene. Può anche avvenire uno scambio isotopico che porta a valori alti il rapporto Sr/O e bassi quello B/Li nel basalto. Appena l’acqua marina diventa calda lla temperatura di circa 150 ° C l’anidrite (CaSO4) precipita.

A 200 ° C il Ca  e 2/3 del SO4 ( come pure una significativa frazione di Sr ) si perdono .

Addizionando Ca al fluido della reazione col basalto si avrà un’ulteriore rimozione di solfato.

Così il fluido, entrando nella zone di reazione è drasticamente impoverito in Ca e Solfato. Sebbene l’anidrite si trovi nella crosta oceanica alterata, questa è rara.

E’ probabile, così, che molta dell’anidrite precipita in questo modo, più tardi si dissolva, quando la crosta si raffredda. La terza maggiore reazione nella zona di ricarica è la perdita di Mg dall’ acqua marina alla crosta oceanica. Questo avviene attraverso la sostituzione dei minerali di origine ignea e del vetro con minerali argillosi come Sapolite e Smectiti, per esempio dalla sostituzione del plagioclasio.

Ad alte temperature si forma la clorite, per esempio dalla sostituzione del pirosseno.

Il significato di queste reazioni non è solo la perdita del Mg dalla soluzione, ma anche la produzione di H (o, equivalentemente, il consumo di OH ). Sono queste reazioni che causano in parte, il basso pH delle soluzioni nei fluidi idrotermali. Questo favorisce la crescita della capacità del fluido di lisciviare e trasportare metalli.

 

3.2         Zona di reazione

 

Studi sismici dell’East Pacific Rise rivelano l’esistenza di una lente fusa ( “ Melt Lens “ ) a profondità basse ( 2 Km o quasi ) al di sotto dell’asse di risalita.

La profondità di questa lente di magma costituisce un limite superiore alla profondità alla quale possono circolare le soluzioni idrotermali.

Ciò implica che le pressioni nella zona di reazione siano più basse di 50 M Pa. Le osservazioni geochimiche sono concordi con queste costrizioni geofisiche. Per esempio, Von Damm e Bischoff (1987 ) misuravano la concentrazione del silicio nei fori fluidi del Juan de Fuca insieme ai dati termodinamici per valutare che i fluidi sono in equilibrio col quarzo alle pressioni di 46 – 48 M Pa e alle temperature di 390 – 410 ° C. La geotermometria ha operato sui minerali nella crosta oceanica alterata e ha indicato temperature di 400 – 500 ° C. Paragonando un modello termodinamico di interazione idrotermali e presumendo che i fluidi siano in equilibrio con l’associazione anidrite – plagioclasio – epidoto – pirite – magnetite, Seyfried e Ding (1995) hanno valutato le temperature da 370 ° C a 385 ° C e da 30 a 40 M Pa per l’equilibrio dei fluidi dal 21 ° N dell’EPR all’area MARK del Mid – Atlantic Ridge.

Con queste condizioni, le reazioni potrebbero includere la formazione di anfiboli, talco, actinolite ed altri silicati idrati dalle reazioni che coinvolgono silicati ferromagnesiaci ( olivine ).

I metalli rilasciati saranno essenzialmente complessati dal cloro che è l’anione dominante nella soluzione, come la maggior parte del solfato è stato rimosso o ridotto e solfuri e CO2 saranno largamente riferiti al pH prevalente.

Le composizioni isotopiche di H2S nei fluidi indicano che la maggior parte di loro è derivata dalla dissoluzione dei solfuri nella roccia con un piccolo contributo derivante dalla riduzione del solfato dell ‘acqua marina.

Dal momento che gli alcalini Li, K, Rb, Cs, B, ed U sono acquistati dalla roccia a bassa temperatura, vengono rilasciati ad alta temperatura.

La perdita di K, Rb, e Cs inizia intorno ai 150° C, ma la perdita di Li probabilmente non inizia finchè non sono raggiunte le alte temperature (Na, comunque, è attivamente acquistato, anche ad alte temperature, a causa dell’albitizzazione).

I fluidi hanno il loro più vicino approccio ala camera magmatica nella zona di reazione, dove si possono aggiungere delle sostanze magmatiche volatili. I fluidi idrotermali che hanno clorinità vicina a quella dell’acqua marina, hanno concentrazioni di CO2 di 18 mmol/Kg, che sostanzialmente più dell’acqua marina

( circa 2 mmol/Kg ).

La composizione isotopica di questo carbonio  è simile a quella del carbonio di mantello  e diversa da quella del bicarbonato di acqua marina.

Così l’eccesso di anidrite carbonica è probabilmente di origine magmatica. Le altre sostanze magmatiche volatili presenti nel fluido possono contenere He, CH4, H2 ed anche H2O. In ogni caso ogni contributo di H2O magmatica sarà insignificante paragonato all’H2O derivata dall’acqua marina.

Comunque i fluidi dei “ Hydrothermal vents” a 9-10° N nell’EPR hanno valori negativi di dD che suggeriscono un piccolo ma significante contributo di acqua magmatica.

Questi fluidi si modificano e furono campionati poco dopo l’eruzione del 1991.

Shanks et al. (1995) calcolarono che il valore dD osservato poteva essere osservato dall’aggiunta del 3% di acqua magmatica e che questa poteva essere fornita dalla degassazione di un filone eruttivo lungo 20 Km, profondo 15 Km e largo 1 metro.

L’acqua magmatica si sarebbe esaurita in circa tre anni. La zona di reazione è anche la zona in cui la separazione di fase avviene molto più facilmente.

Diversamente dall’acqua pura che non può bollire a pressioni al di sopra del suo punto critico, l’acqua marina subirà una separazione di fase al di sotto del punto critico.

Sotto il suo punto critico a 29,8 M Pa e 407° C l’acqua marina bolle per produrre una fase di vapore a bassa salinità ed un liquido la cui salinità inizialmente si approssima al liquido originale.

Nel caso dei fluidi idrotermali, il vapore prodotto potrebbe essere fortemente arricchito in H2S e CO2 come pure altre sostanze volatili.

Continuando a bollire il liquido diventa sempre più salino. Al di sopra del suo punto critico l’acqua marina si separa in un’acqua salata  a densità maggiore e in un liquido la cui salinità si approssima a quella del liquido originale.

Continuando la separazione di fase, il fluido diventa sempre più diluito mentre l’acqua salata sempre più concentrata.

L’acqua marina si comporta approssimativamente come una soluzione al 3,5% di NaCl.

Alla pressione di 36,4 M Pa e 400° C, una soluzione di NaCl al 3,5% potrebbe essere al di sotto della curva a due fasi facendone così esistere solo una fase.

Alla stessa pressione e a 400° C si trova esattamente sulla curva a due fasi e una soluzione contenente NaCl a circa 10%, inizia a separarsi.

Se la temperatura è aumentata a 450° C, l’NaCl nella soluzione cresce a circa 20% e diminuisce nell’altra fase allo 0,4%.

Il Cl si comporta in modo conservativo nelle soluzioni idrotermali.

La separazione di fase e il miscuglio tra i fluidi prodotti forniscono la migliore spiegazione per la grande variazione del contenuto di Cl osservato nei fluidi idrotermali.

Le soluzioni salate prodotte dalla separazione di fase potrebbero essere troppo dense per risalire alla superficie del fondo oceanico.

Invece possono risiedere in profondità per periodi di tempo prolungati, mescolandosi lentamente con fluidi meno salini.

L’alta clorinità del fluido del North Cleft risulta dal miscuglio di un fluido con la clorinità dell’acqua marina e una soluzione ad alta salinità (Von Damm, 1988).

Infatti, la maggior parte dei fluidi idrotermali sembra essere un  miscuglio di  tre componenti: l’acqua marina alterata dal processo idrotermale, una soluzione salata da alta clorinità prodotta dalla separazione di fase super critica e un vapore a bassa clorinità, ricco in H2S prodotto dalla separazione di fase sottocritica (Edmunds e Edmund,1995).

La clorinità dei fluidi influenza anche gli altri fattori di composizione. La solubilità dell’H2S diminuisce con l’aumentare della clorinità.

 

 

Comunque, la concentrazione di metalli, come Fe e Cu, aumenta con l’aumentare della clorinità per la formazione di cloruri metallici complessi. Così un fluido prodotto da miscelazioni sarà facilmente posto fuori dall’equilibrio con la roccia per subire ulteriori reazioni dopo la miscelazione (Seyfried e Ding,1995).

Il rapporto Fe-Cu del fluido è sensibile ad entrambi, l’alto f02 ed il basso pH  favoriscono un alto rapporto Fe/Cu.

I rapporti Fe/Cu dei fluidi idrotermali indicano valori di pH nelle zone di reazione da 4,8 a 5,2 e l’fo2 tamponato dall’assemblaggio anidrite- magnetite-pirite (Seyfried e Ding,1995).

 

3.3                  Zona del flusso di risalita

 

La densità diminuisce grazie al riscaldamento che costringe il fluido idrotermale a risalire sul fondo del mare.

Il flusso concentrato indica che la zona ( upwelling ) è stretta e il flusso è fortemente focalizzato attraverso le fratture.

Le zone del flusso di risalita nelle sezioni esposte della crosta oceanica ( Ofioliti ) sono alterate all’assemblaggio epidoto – quarzo- titanite o agli assemblaggi di actinolite – albite – titanite- clorite.

Ciò è coerente con i calcoli termodinamici che mostrano i fluidi idrotermali in equilibrio con assemblaggi simili (e. g., Bowers et al.,1988).

Il fluido a bassa clorinità del Virgin Mound  è un esempio di fluido la cui clorinità è stata ridotta dalla contaminazione con una fase di vapore a bassa salinità prodotta dall’ebollizione.

Il fluido è anche molto arricchito in CO2  come la separazione di CO2 nel vapore durante l’ebollizione, e questo concorda con l’alto tenore in CO2 di questo fluido.

A bassa profondità di questa emissione potrebbe significare che i fluidi idrotermali raggiungono il punto critico intorno a 1500 metri al di sotto della superficie del fondo oceanico fornendo ampie opportunità per la separazione di fase sottocritica durante l’ascesa.

La maggior parte dei fluidi sembrano aver subito un processo di raffreddamento condizionato durante l’ascesa, dato che le temperature di equilibrio calcolate generalmente eccedono quelle misurate all’emissione. Il raffreddamento dei fluidi indurrà le precipitazioni di solfuri e del quarzo.

Nelle ofioliti, le zone di risalita sono marcate da incrostazioni di mineralizzazioni alterate.

La solubilità di Cu mostra la forte dipendenza dalla temperatura seguita dal Fe, così le concentrazioni di questi due elementi possono ridursi significativamente durante la risalita del flusso. Le solubilità di Mn e Zn sono dipendenti dalla temperatura.

Nel Guaymas Basin del Golfo della California e la Escanaba Trough del sud di Garda Ridges, i fluidi escono attraverso una copertura sedimentaria.

I fluidi idrotermali devono attraversare 500 metri di sedimenti prima di poter uscire nell’acqua marina. Le temperature del fluido sono un po’ più fredde 100-315° C . La composizione di questi fluidi è distinta: un fluido è alcalino a causa della presenza dell’ammoniaca prodotta dalla decomposizione della materia organica nel sedimento.

I fluidi di Guaymas Basin sono un po’ più ricchi in alcali e alcalino-terrosi dovuti alla dissoluzione del carbonato e alla lisciviazione del sedimento.

Entrambi i fluidi, Guaymas ed Escanaba, sono poveri in metalli di transizione come il risultato di una precipitazione di solfuri nel sedimento.

Il fluido del Guaymas è altresì ricco in ione idrocarbonico prodotto dalla degradazione termica nella materia organica nel sedimento.

Infine, i fluidi idrotermali si mischiano all’acqua marina sia immediatamente al di sotto della superficie sia al di fuori.

Questo comporta un ulteriore raffreddamento e precipitazione.  Insieme alla precipitazione di solfuri la miscelazione comporta che il solfato derivato dall’acqua marina precipiti come anidrite.

Le precipitazioni di anidrite sono responsabili del fumo bianco dei “ white smokers” ( di cui il foro Virgin Mound è un esempio ).

La precipitazione sulla superficie del fondo marino costruisce rapidamente dei camini vulcanici che possono superare 10 metri.

I camini vulcanici sono costituiti primariamente da solfuri di Fe e Cu come pirite (FeS2), markasite (FeS2), pyrrohotite (FeS), calcopirite (CuFeS2), bornite (Cu5FeS4), cubanite (CuFe2S3) con una quantità minore di sphalerite (ZnS), wurtzite (ZnS), galena (PbS), silicio, silicati, anidrite e barite (BaSO4).

Per la maggior parte sono strutture piuttosto fragili soggette a deterioramento in cui l’anidrite si dissolve nuovamente e i solfuri si ossidano in ossiidrossidi una volta terminata l’emissione.

 

 

3.4    Pennacchi idrotermali (Hydrothermal plumes)

 

Appena il fluido è diluito nell’acqua marina si forma un “pennacchio” idrotermale che può salire centinaia di metri al di sopra del punto di emissione grazie alla sua tiepida temperatura e quindi una più bassa densità rispetto all’acqua circostante.

La precipitazione di solfuri immediatamente al di sopra dell’emissione rimuove metà del ferro disciolto.

Ciò che rimane è ossidato a ferro trivalente e precipitato nel pennacchio come ossidrossido.

Metà della vita dell’ossidazione del ferro bivalente nell’acqua marina va da pochi minuti a qualche giorno, dipendendo dalle concentrazioni di O2 e dal pH.

Durante la precipitazione di Fe, un certo numero di elementi può essere coprecipitato, inclusi Mn, P, V, Cr, e As.

La velocità dell’ossidazione di Mn è considerabilmente più lenta e la precipitazione di Mn è generalmente ritardata finchè il pennacchio raggiunge una naturale galleggiabilità ed inizia ad uscire orizzontalmente.

L’ossidazione di Mn sembra essere battericamente mediata.

Le particelle Fe-Mn, prodotte all’interno del pennacchio rimuovono fortemente elementi di particelle reattive, come Th, Be e le terre rare dall’acqua marina.

  

4.           FLUSSI IDROTERMALI

 

L’importanza dei sistemi idrotermali di dorsale medio-oceanica, nel controllo della composizione dell’acqua marina, immediatamente compresa alla scoperta delle prime emissioni idrotermali.

Inizialmente sembrò che calcolare il flusso degli elementi dentro e fuori la crosta oceanica fosse immediato  (e. g., Edmond et al.,1989; Von Damm et al. 1985).

Sfortunatamente il  problema non si era mostrato così semplice. Un problema particolarmente importante tra le emissioni ad alta temperatura e quelle diffuse. In quelle diffuse la miscelazione tra fluidi idrotermali e l’acqua marina, porta ad una precipitazione estesa dei metalli disciolti al di sotto del fondo marino; per tali elementi il flusso globale dipende fortemente dal rapporto tra emissioni diffuse e quelle ad alta temperatura     ( Kadko et al., 1995; Elderfield e Schultz,1996).

Questi flussi sono in molti casi più bassi di un ordine di grandezza rispetto a quelli calcolati da Edmond et al. (1979) e Von Damm et al. (1985).Anche questi ultimi dati rimangono sostanzialmente incerti e dovrebbero essere usati con precauzione. Tuttavia sembra ben stabilito che l’attività idrotermale sembri rappresentare un apporto sostanziale per molti elementi, inclusi gli alcalini ( Li, K, Rb, Cs ), Be, Mn, Fe, e Cu, edun ‘importante perdita per altri (e.g., Mg,U).

L’interazione a bassa temperatura tra basalto e acqua marina, i.e., la degradazione devono anche essere considerati per fissare i flussi globali.

Per CO2Si e Ca, il flusso a bassa temperatura, all’interno della crosta, può superare quello ad alta temperatura al di fuori di essa.

 

La crosta oceanica causa una perdita di U sia a basse sia ad alte temperature.

Per i metalli di transizione, il flusso a bassa temperatura sembra essere insignificante. Per K, Rb, e Cs, la perdita dovuta all’alta temperatura T° dalla crosta oceanica, sembra essere nettamente superiore al limite della bassa T°  per il Li (Elderfield e Schultz,1996).

Anche lo Sr è interessante, non c’è un flusso netto di Sr dalle emissioni idrotermali all’acqua marina.

Studi simili condotti sul basalto mostrano che le concentrazioni di Sr non mutano durante l’alterazione. Comunque le acque del foro hanno rapporti 87Sr/86Sr tra i 0,703 e i 0,706, di solito più simili al basalto (0,7025) che all’acqua marina.

Così l’attività idrotermale serve a compensare la composizione isotopica dello Sr dell’acqua marina: la media di 87Sr/86Sr dell’acqua di fiume è 0,7119 (Palmer e Edmond,1989), rispetto a quella dell’acqua marina che è 0,71018. Questa differenza riflette l’effetto dell’attività idrotermale.

Si potrebbe affermare che la crosta oceanica causa una perdita di 87Sr dall’acqua marina, ma non perde gli altri isotopi di Sr.

Molto del calore perso dalla crosta oceanica non è dovuto a sistemi idrotermali ad alta T° ai fianchi della dorsale, ma a sistemi a bassa T° molto più numerosi sui fianchi della stessa.

A causa della diffusione e della bassa T° questi fluidi sono stati più difficilmente definiti e questi sistemi non ben capiti.

Nonostante tutto, sono indubbiamente importanti nei flussi globali da e per l’acqua marina.

Elderfield e Schultz (1996) stimano il flusso dell’acqua attraverso i sistemi del fianco della dorsale, più che 2 ordini di grandezza superiore rispetto al flusso della dorsale medio-oceanica.

La quantità di Mg e U rimossa dall’acqua marina in questo modo è paragonabile a quella rimossa dai sistemi idrotermali della cresta della dorsale; il flusso di Di nell’acqua marina eccede quello dei sistemi della crosta, mentre il flusso di S eccede su quello delle acque di fiume.

Come abbiamo notato prima, una larga frazione dei metalli di transizione disciolti nei fluidi idrotermali precipita velocemente o è (rimossa) dalle precipitazioni di solfuri di Fe e ossidrossidi.

Maggiori (rimozioni) di (elementi di particelle reattive) si manifestano dopo la precipitazione di ossidi di Mn.

Per Be, As e le terre rare, il flusso di rimozione dei pennacchi idrotermali supera il flusso idrotermale primario in molti casi di un ordine di grandezza.

Così i pennacchi idrotermali causano una netta perdita di questi elementi anche quando questi sono molto presenti nei fluidi.

 

  

5.           EFFETTI SULLA CROSTA OCEANICA

 

Sebbene il basalto guadagni Mg, perde silicio, un cambiamento così in concentrazione degli elementi maggiori ha un effetto insignificante sulla crosta oceanica a causa dell’alta concentrazione di questi elementi nel basalto.

Gli elementi minori possono essere più seriamente intaccati. Da quando il basalto è subdotto, questi cambiamenti intaccheranno la composizione del mantello. Quasi probabilmente la maggior parte dell’acqua e del CO2 guadagnati dalla crosta oceanica durante l’alterazione della bassa temperatura, vengono perse durante la subduzione.

Comunque, potrebbero esserci degli effetti importanti su quegli elementi coinvolti negli schemi di decadimento radioattivo.

Si è notato che il rapporto dell’isotopo dello Sr cambia nel basalto in seguito alla reazione con i fluido idrotermali.

Il rapporto Rb/Sr può anche cambiare come netta diminuzione in Rb/Sr. Gli REE sono arricchiti in fluidi relativi all’acqua marina, ma i livelli assoluti sono tuttavia bassi e l’effetto sul basalto è piccolo.

Così il sistema Sm-Nd è intaccato poco. Il sistema U-Th-Pb può essere intaccato da quando U, come Mg, sembra essere quantitativamente rimosso dall’acqua marina nelle reazioni idrotermali ad alta T°.

Dall’altro lato, Pb è lisciviato dal basalto. L’effetto netto è un aumento nel rapporto U/Pb della crosta oceanica.

La grandezza di quest’effetto non è, comunque, chiara.