Researches Conducted



Volcanism & Tectonics: The active volcanoes of  Sicily in a framdom domains having different tectonic behaviour, etc…….;



Sedimentology: Style of eruption, flow morphology and investigation of Pleistocenic debris avalanches deposits ( Milo Lahar ) on Etna Volcano ( Sicily );



Applied Geochemistry: I Sistemi Idrotermali di dorsale medio-oceanica;



Geophysics :  Electrical Methods, Magnetic Method and Magnetic Survey;



Paleontology: Thanatochoenosis Infra & Circacoastals of Corigliano’ Gulf ( Italy );  



Geological Mapping: Survey of Big Sigona, 22 Km2  ( Iblean Plateaux )  - Sicily -



Physical Chemistry: Nucleation & growth of the crystals:  “Dendritic Structures’ Origin”;



Geomorphology:   Etna Volcano’ Morphology;



Engineering Geology;




Kinematic Viscosity ;



Sea level Changes ;



Severn Estuary ;




Stream Flow;




SEM, Cathodoluminiscence, X-Ray, etc;







Volcanism & Tectonics


Dr. Gianni Lanzafame & Dr. Umberto Giongrandi


International Institute of Geophysics & Volcanology

Catania, Italy


The active volcanoes of Sicily in a framework of domains having different tectonic behaviour





1. Introduction


The aim of this project is to clarify the relationships between geodynamics, tectonics and volcanism in Sicily. In Sicily there is, in fact, a pattern of close domains having different tectonic behaviour:

  the chain, located to the north-west, which is in shortening;

  the Ionic oceanic basin, to the east, which is being consumed below the Calabro-   Peloritan belt; 

  the African-Sicilian continent, to the south, which is undergoing an extensional regime. This complex mosaic comprises the orogenic magmatism of the Aeolian Islands and the alkaline, intra-plate volcanism of Mt Etna and the Sicilian Channel.


At the actual state of our knowledge it is difficult to explain:


1)   the features of the domains, each with a particular stress field;

2)   the interactions between neighbouring domains;

3)   their relationships with volcanism. What we want to obtain with this project is the clarification of a few essential topics and to give solutions to key questions.


Our methods combine different spatial and temporal scales of investigation, and involve the participation of various multi-disciplinary methods of investigation.



2. State of the Art


Our previous results have shown that the transforming activity of the Aeolian-Maltese tectonic line separates the Ionian domain, which has a thin oceanic crust and is in subduction below the Calabro-Peloritani belt, from the Sicilian domain, which comprises thick continental crusts in collision (Lanzafame, Bousquet, 1997). This fault system, which extends from the Aeolian islands to the Maltese escarpment (Vecchia, 1963; Atzori et al., 1978; Ghisetti, 1979; Bousquet, Philip, 1981; Carbone et al., 1982), controls the Aeolian volcanism and is strictly connected to the volcanic activity of Mt Etna. Despite its clear geodynamic role, the Aeolian-Maltese system has kinematic and geometric problems.

Below Mt Etna this tectonic system has the shape of a discontinuity deriving from an older, deep lithospheric structure of the African plate. This structure acted as a feeding system for the volcanism which has been found inland and offshore at the base of Mt Etna (Bousquet et al., 1988). From the Peloritani Mountains to the Aeolian Islands its expression is a neo-fault. Here it propagates horizontally from south to north. On the Aeolian Islands this system has been used by magmas to build the Salina (young)-Lipari-Vulcano volcanic complex (Falsaperla ed al., 1999). From the Peloritani Mountains to Mt Etna there is a very clear kinematic continuity between the two segments of the tectonic line. However, a geometric continuity has not yet been found. We should stress that superficial faults, created by deep transcurrent systems, have a discontinuous expression during the first stages of their development.

From this point of view, the presence of this “shadow zone” north of Mt Etna, where the system is not visible, should not be a surprise, even if this has caused some authors (Rehault et al., 1984; Knott and Turco, 1991) to consider the Taormina tectonic system as important. This line is a superficial WNW-ESE-trending fault system, which follows the front of the Peloritani crystalline nappes.

The recent and present activity of these faults suggests that the Taormina line is of subordinate importance when compared to the Aeolian-Maltese system.

In fact, the latter has a main geodynamic role as concerns:


1)   volcanism

2)   intermediate and deep seismicity

3)   global tectonics. It separates the western collision domain from the eastern subduction domain.


We have also documented that in the Mt Etna region (at the external boundary of the Apennine-Maghrebian Chain) during the earlier phases of its volcanism, there was compressive tectonics (Bousquet et al., 1987; 1988; Lanzafame et al., 1997). At the moment this region is at the limit between the chain domain, to the north, in shortening, and the continental domain, to the south, in extension, and shows frequent episodes of N-S compression in a general extensional regime oriented NW-SE. In this context the presence of volcanics at the base of Mt Etna, along the Eolian-Maltese tectonic fault system, is considerable, which can be found from the platform down to the continental escarpment (2,000 m b.s.l.), sometimes covered by a thick layer of Pleistocenic sediments (Bousquet et al., 1998).



3. Problems and Objectives


What has just been discussed shows that it is essential to understand the limits and interactions between different tectonic domains and their relationships with the volcanism in the Sicilian region. To meet this challenge, our project has been structured around two key objectives:


1. geometry, kinematics, deformation rates and volcanic implications, on the land and in the sea, of the Eolian-Maltese tectonic line, which represents the limit between the Ionian and Sicilian domains;

2. interactions between the northern, in N-S shortening, chain domain, and the meridianal, in NW-SE extension, continental one. These two domains meet at Mt Etna and interact with the forces produced by the rising of magmatic masses (tectonic-volcanic system of the NE-rift of the Pernicana and Ragalna faults.


The answers to the above problems will be sought through the integration of the following studies: 1) structural geology 2) stratigrafy-sedimentology 3) ground deformations GPS and levelling 4) seismotectonics 5) geochemistry 6) applied geophysics 7) marine geology .



Objective n. 1 - Boundaries between tectonic domains: the crustal discontinuities that control the active Sicilian volcanism:



The Eolian-Maltese tectonic line, the limit between the Ionian and Sicilian  domains,     needs to be surveyed with the aim of completing the studies on the whole line. Particular interest will be paid to the shadow zone on superficial expression of the tectonic line, between the Peloritani and Mt Etna, to establish if it is real or only apparent and to look for signs of eventual deep activity of the discontinuity. Structural geology, seismotectonics, geochemical prospecting, and the study of slow ground deformations, will contribute to this objective;


Objective n. 2 - Interactions between tectonic domains: the hybrid structures:


Currently in the Etnean region the continental distension (NW-SE), proceeding from the south towards the north, is substituting the N-S compression of the chain, which is still active to the north of Mt Etna (Bousquet et al., 1987; 1989).

We do not know, though, what the situation at depth is, what are the exact limits between the two domains and with what speed and in what way the continental extension is taking over from the compression. It does seem interesting, however, to remember that at Mt Etna structures exist that respond to this “hybrid” stress, and it is through the study of these discontinuities that we propose to find the answers to these problems on a vaster scale.

The investigations that we propose on these “hybrid” deformative systems concern geometry and kinematics, for the definition of the deep structural organisation.



Objective n. 2-1 - the NE rift-Pernicana fault system:


One of these structures, which should be studied due to its apparent complexity and incongruence, is the NE rift-Pernicana fault system. The first is a volcanic-deformative field that extends for about 10 km, it has been active for at least the last 15 ka and has opening rates of about 2 cm/year; in its upper part there are active magmatic forces, while, lower down, it is gradually controlled by the NW-SE regional extension.

It is also the site of frequent volcanic activity. In the rift we find the Pernicana fault which:

1)   has an E-W trend;

2)   it is undergoing deep N-S compression;

3)   on the surface it functions under two deformative mechanisms (apparent N-S distension and left transcurrence, both almost pure);

4)   the transcurrences are of 2 cm/year (comparable to the opening of the rift), they are often in concomitance with eruptive events of the volcano, and occur with superficial earthquakes and low energy and/or a seismic creep (Rasà et al., 1996; Azzaro, 1997).


The geometric relationships between the rift and the Pernicana, the comparable values between the opening of the rift and the transcurrence of the Pernicana, and the activity of the latter (seismic and deformative), also concomitant with eruptions, could lead to the consideration of a complex mechanism of accommodation of the pressures produced under Mt Etna by the rising magmatic masses towards the exterior of the edifice. Other than responding to magmatic tensions, both the Rift and the Pernicana are also controlled by regional stress fields, apparently discordant (NW-SE extension and N-S compression).

The Rift-Pernicana system therefore represents the ideal structural system by the study of which we can define:


1)    the relationships and constraints between local volcano-tectonics and the regional stress field (Azzaro et al., 1998)

2) the limits and the interactions between the NW-SE extensional domain and the N-  S compressive domain; furthermore.



Objective n. 2-2 - The Ragalna Faults:


In the southern region of the volcano there exists another system of discontinuities that is not easy to understand, the Ragalna faults. They trend N-S in a NW-SE extension domain, they have also frequently had volcanic activity, and currently are the site of transcurrent deformations that clearly cut the minor constructions. It is not possible to consistently place this structure and its kinematics in a simple stress field; it is necessary, on the contrary, to refer to a compound deformative source, to whose realisation probably we can connect, once again, magmatic pressures, regional extensions (NW-SE) and southerly shortening. As concerns this discontinuity system, multi-disciplinary investigations on its history, geometry, kinematics, seismicity, relationships between volcanism and tectonics, will give us information of regional value.



4. Description of the Research: Operational  aspects


4.1 Structural geology


The tectonic investigations will use the classic means of study (that give more qualitative results) and the quantitative structural analysis in vectoral space, with the aim of showing the relationship between the principle stresses which cause deformations. These relationships numerically justify the presence of displacement vectors on the fault planes. The study necessitates, first, the interpretation of remote sensing images to be able to recognise the discontinuities through their morpho-structural contours. From these results we will proceed to realise detailed structural schemes of the zones of the discontinuities by geological and tectonic surveys. Thus the geometric characteristics of the structures will be established.

Then the study of the kinematics of the system will be carried out with the aim of reconstructing, on the faults, the trajectories along which the deformation bodies have been displaced. Particular attention will be given to the measurement of the movement striae on the fault planes. After the geometry and the kinematics of the most important faults have been established we will try to quantify the tectonic activity. This approach will be carried out thanks to the integration of structural, morphological and morphometrical techniques that will be used for the measurement of the long and short term deformation rates of each stretch of the structure. This is a delicate and slow study, but will provide information on the quantitative deformation of each domain, and will be of great use for seismic risk evaluation.

Temporal organisation. 1st year: eastern base of Mt Etna, the Pernicana fault; 2nd year: NE rift-Pernicana fault, Peloritani; 3rd year: Ragalna faults, general elaboration of data.











         Sedimentological, structural and geomorphological analyses conducted on Etna Volcano


Style of eruption, flow morphology and investigation of Pleistocenic debris avalanche deposits ( Milo Lahar ) on Etna Volcano, Sicily


 Dr. Umberto Giongrandi

P.R.IS. – Postgraduate Research Institute for Sedimentology

University of Reading



Chapter 1



1.1 Background of the Etna Volcano ( Sicily –Italy- )


Mount Etna , also called Mongibello, from latin Mons and the arab Djebel ( the mountain of the mountains ), is the highest and most important active volcano in Europe ( 3330 metres above sea level ).It is located to 37° 44’ N of latitude and 15° 00’ E of longitude. It rises on the North-East coast of Sicily and appears like a huge asymmetric cone, even and steep on the North-West side, less sloping and characterised by a greater variability in shape, on the South-East side.

Has an ellipsoidal base, with 18 Km of radius and 750 km3 of volume and covers

a surface of about 1250 square kilometres with a perimeter of more than 210 km.

The volcanic structure lies upon a base which, on the North and West side, is made up of rocks which were formed more than seven million years ago and belong to the Appenninic Chain, while below the eastern and southern sectors clayey-sandy sediments, which settled 1,5-0,7 million years ago, lie inside a wide gulf, the Pre-Etnean Gulf, Auctores, that open itself long the est coast of the Sicily, and that divide the Hyblean plateau, to south, from the Chain of Mt. Peloritani, to north .

Below the central part of the volcano, the sedimentary base is over 1000 metres above sea level with a slant towards North-East. As a result the maximum thickness of the pile of volcanic products is just over 2000 metres, for an overall volume of about 350 cubic kilometres.

Etna is a stratovolcano or composite volcano, made up of the superposition of effusive lavas, and pyroclastic products which have been ejected mainly along the same eruptive axis.

Its location is not accidental;  it lies upon a stretching area of earth’s crust where important fault system ( Lanzafame G. And Bousquet JC, 1997 ) come together. These system are splits in the earth’s crust, several kilometre deep, reaching the upper part of the mantle where Etna’s magma come from.

1.2   Etna’s Evolution



The history of Mount Etna dates back to more than half a million years ago, when on the banks of the wide Pre-Etnean Gulf, situated where the volcano rises now, long eruptive fractures creating both submarine and subaerial eruptions split open.

The traces of such eruptions crop out still now around the circumference of the existing volcano.

The Norman Castle of Acicastello  is built upon a particular kind of lava, called “Pillows” , their peculiar inner radial shape and structure, whose formation is possible only ubder sea level Isle Lachea , overlookink these a  front of Acitrezza   , also shows traces of very oldsubmarine eruptions, since the dark lavas cropping out at its base are covered with  light clayey sediments settled in PreEtnean Gulf.

During this former period of activity, the eruptions did not always use the same vent, therefore the lavas did not stratify to form a single big cone, but spread side ways over ring separately vast areas ( Rasà R. , Romano R. & Lo Giudice E., 1982 ).

A significant change in the eruptive style of the volcano occurred about 200.000 years ago, when the eruptions which were mainly fissural became

central; that is to say they took place for thousands of years from a single, main magm vent. This eruptive style determined the constitution of systems which were larger than the previous areas.

Little evidence is left, however, of these system mainly because they were afterwards covered by the Timpa of Acireale, for example, is a long and straight slope mainly made up of the overlaying of the various lava flows which occurred in this period.

Other volcanic products ( > 120.000 years ) crop out at Monte Calanna made up of altered and deformed volcanic products.

The neck of Motta S. Anastasia constitutes the filling of a volcanic vent, very decentralized from the present eruptive axis ( Lanzafame G. & Rossi P.L., 1984 ). This old system dates back to at least 150.000 – 200.000 years and now, it crops out quite isolated from the volcano and immersed in clayey-sandy deposits of sedimentary origin.

Further evidence of old eruptive centres, dating back to a little more than 100.000 years, is given by Rocca Capra Centres.

They are little, heavily eroded volcanic centres, superimposed one upon another and cropping out, still today, along the eastern and northern wall of Valle del Bove  , deep erosive depression, opening on the eastern upper-middle side of the present volcano.

The remains of the first Etna stratovolcano, the Trifoglietto, crop out along the sourthern wall of than valley.



 It was a huge system, more than 2500 metres above sea level, whose top was situated in the mid-western sector of the present Valle del Bove  .The beginning of the building up, some 100.000 years B.P., of a complexstratovulcano ( TheTrifoglietto Unit” ) marked a radical change in the chemical composition of the volcanics erupted.

This volcano slowly spread covering some of the ancient alkalic centres, sited more or less in the area of the present-day Valle del Bove, overlapping the southeastern slope of the supposed “shieldvolcano”.

In the course of its existence this volcanic edifice gave rise, as will now be seen, to numerous minor eruptive centres. Its formation presupposes a radical change in the uprising mechanism of the magmas feeding the Etnean volcanism.

It seems more and more probable that in this period of the Etnean activity there were small-sized magma reservoirs at a medium depth where the primary magmas could be differentiated towards increasingly evolved terms.

Its activity dates back to more than 60.000 years ago and has been characterised by explosive and effusive phases.

From that position, virtually underneath the present summital craters, the volcano has given off a large amount of products, probably like never before in its history, creating the Ellittico eruptive centre. Its height was over 3600-3700 metres, while its products expanded radially for many kilometres, reaching the beds of the rivers.

Alcantara  and Simeto and covering many of the earlier eruptive centres. Its activity ceased about 15.000 years ago with a catastrophic explosion which broke off the volcano at an altitude of 2900 metres.

Another Etnean activity is the “Chiancone”, a sedimentary formation, can be found over a vast area going from the village of Pozzillo to the towns of Macchia and Giarre.

This formation gives rise to a characteristic alluvial fan formed by the filling in of a structural depression at the periphery of the volcano.

In particular there are sandy conglomerates locally called Chiancone having thicknesses of more than 400 m. In the places where they crop out ( the cliff between Pozzillo and Riposto ) they appear to be alluvial deposits , more or less cemented and stratified irregularly in beds of variable thickness.

The material of these deposits in essentially volcanic in origin and is composed of lithologically heterogeneous cobbles and blocks ( sometimes of a large size ) embedded in a sandy matrix.

 It is interesting to note that the volcanic material includes all types of lava      ( basic and differentiated ) and pyroclastics present on Mt. Etna, and that sometimes there are interbedded layers of altered cinder that show no sign of having been reworked.

Two caracteristic facies can be noted in the “Chiancone”: one where the material contains well-rounded clasts, and easily visible and clear bedding planes are well developed; and the other on the contrary where the clasts are poorly rounded and where well-defined bedding planes cannot be distinguished.

The first facies was probably formed by slow fluvial deposition, the other must be ascribed to swift transport caused by sudden violent floods in which large bodies of water carried already crushed volcanic material.

The “Chiancone” deposits originated from the progressive demolishing of the “Trifoglietto Unit” eruptive centres situated in the area of the present-day Valle del Bove.

A big depression ( caldera ) with an elliptic edge and the major axis of about 4 kilometres, was created in the place of the terminal part of the cone.

 It was due to the quick depletion of the magma chamber and to the to the consequent collapse of volcanic structure.

A limited outcrop of the caldera edge still surfaces in Pizzi Deneri where the new Volcanologic Observatory of C.N.R. has been built.

The effusive activity resumed from inside the caldera. According to the researchers, that moment coincides with the birth of the present volcano which is only the continuation of the previous activity, since it reuses essentially the first place, the calderic depression and then, brimming over it, they constitute the present system ( Romano R. & Sturiale, 1981 ).



1.3 Styles of eruption and flow morphology on Mt. Etna


Activity on Mt. Etna may be divided into two types, persistent activity which generally occurs at or near the summit, and flank eruptions.

Persistent activity occurs almost continuously and may be of several different types.

During recent years effusion taken place from Northeast Crater                      accompanied by strombolian explosion , or from vents on the northern flank.


 Effusion of the persistent type occurs characteristically at a low rate although a series of sporadic high effusion rate erptions have taken place from the Northeast Crater.

Other persistent activity occurs at the present time in two summit pits which show broadly two types of activity: lava filling or collapse.

Lava filling particularly in the Chasm  usually occurs when the Northeast Crater is dormant.

 Flank eruption, which usuallly involve much higher effusion rates, may also be of different types ranging from ones in which there is progressive downward opening of fissures from near the summit and usually accompanied by strombolian activity in the upper part of the fissure system, to low flank eruptions giving rise to lava effusion and the construction of cinder cones over the principal vent.

The normal lava type is “Aa” and there is a range in form from compound flow fields to simple flows which are often formed from high effusion rate-short duration eruptions.

Although lava tubes are normally associated with “Pahoehoe” flows they are common especially in the vent areas of Etnean Aa flow fields. Pahoehoe  flows are less common than Aa but there are several large volume historical pahoehoe flow fields in which lava tubes play a principal role.

It was studies of Etnean lavas that first suggested that flowing lava should be treated as a Bingham plastic and this was later confirmed by field          measurements.



1.3.1 Persistent Activity


Persistent activity is defined by Rittmann ( 1962 ) as taht activity which is “non-paroxysmal”, taking place fairly continuously or repetitively from an open vent over the Central Conduit .

On Mt. Etna such actitity is difficult to define precisely but in general terms it occurs at relatively low effusion rates ( less than 1 m3 s-1 ), from vents near the summit region.

It consists of steady effusive eruptions lasting for many months or years, repeated eruptions from the same vent or associated vents, and lava-filling of pits in the Central Crater .

 However, it should be noted that flank activity may also have some of these characteristics.

Archambault & Tanguy ( 1976 ) suggest that there is a difference in phenocryst content and eruption temperatures between persistent and flank activity, the lower effusion rate persistent activity having a higher phenocryst content and lower temperature                                                                  

Nevertheless since some flank eruptions have low effusion rates, and because persistent activity may have short bursts of high effusion rate, the temperature and phenocryst content does not necessarily distinguish one type from the other.

Persistent activity has generally occurred from the 500 m diameter crater at the top of the summit cone and from the Northeast Crater on the northwestern flank of the summit cone .


 1.3.2 Northeast Crater Activity


The Northeast Crater , which opened in 1911, has been the main site of effusive persistent activity for much of this century. It consists of a cinder cone supported by a huge fan of lavas extending downslope on the northern side.

Activity started at this site at an altitude of 3100 m, and initially took the form of continuous violent strombolian activity and overflows of lava with occasional periods of quiescence ( Kieffer et al., 1975 ). By 1936, the pit was some 300m across. Activity in 1955 established a cone over the original pit and later eruptions in 1957-64 and 1966-71 constructed a cone the top of which was at about 3290 m a.s.l. at the end of this phase of the eruptions ( Murray, 1979 ).

During the 1966-71 period of effusive persistent activity strombolian explosions varied in regularity up to five per minute and heights of 250 m or more above the crater rim.

Lava effusion was apparently regular with rates of just under 1 m3 s-1


( Walker, 1967; and Guest, 1973 ). Effusion occurred from boccas at the foot of the cone especially on the northeast side where a substantial conical shaped hornito developed .


Each bocca area was marked by numerous hornitos  ranging in size from a few centimetres to metres in height. These consisted of steep sided hollow lava spires with narrow terminal openings through whivh gas was forced rhythmically making a high-pitched hising sound.

At times lava over flowed from the top of an hornito increasing its size. The principal flows emerged from bocca openings both within the main vent area and further downslope; those boccas downslope were apparently fed from lava tubes developed in flows that originated in the main bocca area ( Guest, 1972 ).

This style of erupyion is characteristic of low effusion rate eruptions from the Northeast Crater where the top of the lava column is below th e rim of the cone and lava escapes by channelling under the cone to the surface.

Although the height of the Northeast Crater cone was, apart from periods of collapse, steadily increasing its height, the base of the cone was also rising as a thick pile of lavas in excess of 120 m accumulated at its foot. At the end of the 1966-71 effusion period a fan of lavas extending 4 km downslope had developed and by mid-1967 the total volume of lava erupted was about 270 * 106 m 

( Romano & Guest, 1979 ).

The next phase of Northeast Crater activity started with small vulcanian explosions. On the 29th September magma reached the surface giving strombolian


 explosions from two vents; early on the morning of 31st two cones had built up to


 a height greater than the original crater rim and the west flank of the cone gave


way to allow lava to break out       ( Kieffer et al., 1975; Romano & Sturiale, 1976 ).


From this time through 1976 activity oscillated between the Northeast Crater and


vents lower on the northern flanks .


After a quiet period between January and mid-July 1977 a new phase of Northeast Crater activity started, involving a total of 23 eruptions

( Romano, 1979-80 ), between mid-July 1977 and March 1978 building the cone to an altitude of 3345 m a.s.l. ( Murray, 1980 ).

Each of these eruptions was short. The first and longest lasted six days, while most lasted a few hours up to two days.

Early in 1978, the Northeast Crater became breached to the west giving it a horse-shoe shape in plan view opening towards the west. From this time onwards lava effusion was from the main vent in the crater, lava flowing through the breach at such a rate that the cone did not heal and resume its conical form.

This presumably resulted from the high effusion rates, the cone no longer being able to sustain the high level of magma by effusion through channel-ways under the cone. In general a cone can breach in several ways: continued effusion from a newly developed cone may carry away newly formed tephra as it falls, preventing build-up of a cone on the side where lava is issuing; segments of pre-existing cone may be rafted down-flow to be fragmented and incorporated in the flow surface; or a whole segment of the pre-existing cone may be bodily rafted away coming to rest at the foot of the cone.

This last explanation appears to be the cause of the Northeast Crater breach, the main part of the slumped rim forming a prominent hill to northwest of the cone ( Murray, 1980 ).  The total movement of the block was about 200 m.

In summary, the Northeast Crater has been the site of repeated eruptions, buildind a succession of cones, superimposed one on top of another, separated by interbedded lavas on the outer flanks of the cones.

Low steady effusion results in boccas around the foot of the cone especially to the northeast, presumably associated with northeast trending fissures that run through the summit region and extend down the northeast rift.

Why does persistent activity occur repeatedly from the same site?

Kieffer et al., 1975 point out that activity is renewed without large scale ejection of gas and debris that was blocking the vent.

 They ascribe this to tectonic de-compression of the area allowing magma to escape. A simpler explanation may be that the conduit, apart from superficial talus, is continually open. Certainly high temperature fumeroles remain between eruptions.

Thus, fresh supplies of magma find easy access to the surface. This may imply high thermal gradients near the top of the conduit and a column of hot magma standing not far below thw surface between eruptions maintaining an open system.



1.3.3 Central Crater persistent activity



The form of the Central Crater  has changed considerably with time as a result of activity from vents within the Central Crater and on the rim crest. Remnants of cones more than 100 years old are still preserved on the crater rim.


Crater filling by lava and pyroclastics   appears to be followed by collapse.

In the 1940s it was a well defined crater of about 500 m diameter. By the mid-1950s it was filled by lava, and in 1964 a mainly pyroclastic cone was formed rising 80 m above the Central Crater rim.

This cone was built up around the pit-vent now known as the Chasm and a new effusive vent that opened in 1964.

Since 1964 there has been slow progressive collapse centred on two pits, the Chasm and younger collapse pit known as the Bocca Nuova , ( or Bocca Ovest ).

These two pits have been the sites of lava filling and collapse since that time.

In the late 1960s until after the 1971 eruption ( Rittmann et al., 1971 ) the Chasm had a depth of near 1000 m ( Guest, 1973 ). It was usually fume-filled and sporadic rumblings and bangs could be heard caused by large collapse and explosions near the bottom of the pit.

Occasionally small non-juvenile fragments were thrown above the crater lip and large lithic blocks of metre size in the summit come area testify to occasional much bigger vulcanian explosions in the past.

Following the 1966-71 Northeast Crater activity and the 1971 flank eruptions, the Chasm filled with lava to within 150 m of the northern rim.

Strombolian explosions threw up material to near the pit rim. A phase of high lava level occurred from September to November 1973 when the lava rose to within 50 m of the northern rim and strombolian activity plastered the northern rim with spatter.

Similar activity occurred in 1979 and 1980. The 1979 activity was clearly viewed on several days in July, when the lava level was about 150 m below the northern rim.

There was an approximately 80 m diameter block-encrusted lava lake in the floor of the Chasm.

Typical activity consisted of slow swelling of the middle part of the lake over a period of about 30 seconds, the surface splitting to expose fresh lava and then exploding to throw material up to 150-250 m above the lake with a loud reverberating bang.

Such explosions occurred every few minutes between which time there was hissing gas release around the edge of the lake and small explosions accompanied by sharp pistol-like cracks.

The recurrence of Chasm activity in April 1980 caused it to fill to within 50 m of the rim accompanied by violent strombolian activity, half-metre sized bombs landing up to 500 m from the Chasm.

The Bocca Nuova is of particular interest because it has been observed since its birth to the present time .

Its history has been summarised by Guest ( 1973 ) , Guest et al., 1980, and Murray, 1980.

It opened as an 8 m diameter gas vent in June 1968. For the first years and a half of its life, gas was expelled from it at high velocity and at a temperature of about 1000°C ( Tazieff, 1970 ).

Then during the winter of 1969/70 the whole area around the juvenile Bocca Nuova collapsed to give a funnel-shaped pit a hundred metres in diameter and several hundred metres deep. The area of collapse corresponded roughly to an area of hot ground and fumeroles ( Guest, 1973 ).

There was one period of magma rise in the Bocca Nuova in 1973 at the same time as the Chasm was filling suggesting that these two pits were joined at depth.

Since that time there has been progressive deep collapse more than doubling the diameter of the pit and increasing the depth, according to Murray, 1980, to neat 1000 m.

Typical activity has been rumbling and loud explosions sometimes accompanied by the expulsion of fresh lava and peles hair. Deep collapses are accompanied by the up-rise of dense brown convecting clouds especially in late 1975 ( during a Northeast Crater eruption ).

Although the dominant activity in the Bocca Nuova has been collapse, in September 1979 it was the site of an explosion that killed nine tourists and severally injured more than 20 others who were standing neat the rim.

This fatal explosion was preceded by collapse of the upper wall of the pit some ten days before.

Suddenly at 17.47 hours on the 12th September blocks up to 60 cm across and black ash were ejected in cock’s-comb-like jets several hundred metres above the crater.

Blocks landed up to 400 m away at velocities in excess of 50 m per second. None of the ejected material was juvenile. A first-hand account of the explosion is given in Guest et al., 1980.

The cause of the explosion has been much dabated (Kieffer, 1980 and Murray, 1980).



1.4 Flank eruptions

1.4.1 Periodicity and Location


Flank eruptions since 1750 have occurred at an average rate of about one every ten years. However, for nearly 100 years after the great 1669 eruption there were few flank eruptions. The frequency is therefore not regular and depends to some extent on the size of the preceding eruption; large eruptions are usually followed by a long repose period and vice versa.

Although eruptions can break out almost anywhere on Mt. Etna, or the immediate environs, most eruptions are restricted to specific areas related to the tectonic structure.

They occur most commonly  ( Guest & Murray, 1975 ) within three kilometres of the summit, on the northeast or south rift in the Valle del Bove .


There are two other areas of high vent density, one on the west flank and the other on the southeast flank.The northeast rift is topographically the most pronounced on Mt. Etna. It extends about 10 km from the summit and accumulations of pyroclastic materials , together with marginal faulting have resulted in a pronounced ridge for much of its length.

The southern rift is much less pronounced consisting of aligned cones and fissure vents spread over a broad area; fissure directions are not parallel but tend to radiate from a point 1 ½  km southeast of the present summit.

Flank eruptions in the Valle del Bove area are related to two fissure trends perpendicular to one another with NNW and ENE direction.

These extend outside the Valle del Bove to the north and south.

Based on eruptions during the last 250 years there is an average repose period of about 35 years on each rift and in the Valle del Bove area.

However, eruptions tended to cluster on the rifts in two periods, between 1763 and 1809 and between 1874 and 1947.

Between these periods eruptions occurred mostly in the Valle del Bove region and less commonly elsewhere.

The high vent density areas  on the west and southeast flanks have eruptions much less  frequently in the order of every few hundred years.

The latest eruption on the west flank was in 1974 and in the southeast flank area the famous eruption of 1669. It is this latter area that threatens the most heavily populated regions of Mt. Etna and although eruptions are infrequent they tend to be large.




1.5   Rates, Volumes and Temperatures

From estimates of volumes of individual historical flows, Wadge et alii ( 1975 ) have shown that the output of Mt. Etna remains constant for long periods of time. Using records from 1535 to the present it can be shown that there were four distinct phases of activity: from 1535 to 1610 there was a period of low output; from 1610 to 1669 output was high at about 0,83 m3 s-1.

Tanguy ( 1979 ) has questioned these results on the basis of difficulties in the estimation of individual eruption volumes and mis-identification of some historical lavas.

However, even allowing for Tanguy’s criticism, which may make small differences in the average output, the general conclusions still band.

Based on surface area of lavas erupted between 1759 and the present, Mt. Etna is resurfaced at a rate of about 0,5 square kilometres per year ( Guest & Murray, 1979 ). Flank eruptions have durations of a few days up to exceptionally ten years.

However, 50% of eruptions last less than 25 days.

Erupted lava volumes  range from a few million cubic metres to exceptionally two or more cubic kilometres.

50% of eruptions are less than about 34 * 10 6 m3. Only about 10% of eruptions since 1535 have exceeded 150 * 10 6 m3. Generally the longer duration erutions have low effusion rates, while those of short duration have a high rate.Walker ( 1973 ) has noted that there is a relation between length of lava flow and effusion rate: the higher the effusion rate the longer the flow .

He also noted ( Walker, 1974 ) that length of flow is related to altitude of vent, shorter flows tending to form from the higher vent areas .

There seems to be a clustering of the lowest eruptive vent of any one eruption at about 1700 m a.s.l. ( Wadge, 1977; Guest & Murray, 1979; Duncan et alii,   1981 ).

1.6 Eruption Styles


Eruptions may be localised to an individual vent area associated with one or more open fissures within an areas of a few hundred metres radius, or they can be associated with progressive downhill opening of a fissure system.

 Flank eruptions that start above the 1800 m a.s.l. contour are more likely to be associated with progressive downhill migration of the eruptive centre, especially with trendind fissure zone in the Valle del Bove ( Rittmann et alii, 1973 ). Eruptions that start below about 1800 m a.s.l. tend to be more localised ( Bottari et alii, 1975 ).

The amount of strombolian activity  is also variable.

Those eruptions that migrate downslope from high on the mountain tend to have strombolian activity   as well as lava effusion from the upper lengths of the fissure zone.

In the lower parts of the fissure lava effusion may be accompanied by the construction of hornitos or low spatter ramparts, or the lava may erupt quietly with virtually no production of spatter.

In other eruptions there is no cinder cone and often gas release occurs in the Central Crater area. A more localised flank eruption may be characterised by strombolian activity building up a large cinder cone low on the flanks and accompanied by lava effusion.

The different styles of eruption depend on (a) the gas content of the magma, those eruptive fissures that tap the central conduit at depths where the magma it not gas saturated giving explosive eruptions , while fissures tapping the central conduit at a high level where gas has become exsolved carry gas depleted magma to the flanks for eruption while degassing occurs in the Central Crater ( Guest & Duncan, 1981 ); and (b) the length of the erupted fissure.

1.7 Rheology


Using the field observations of Walker ( 1967 ) that flow thickness is inversely proportional to slope ,Robson ( 1967 ) suggested that Etnean lavas behave as Bingham plastics as they cease to flow.

 This was confirmed by rheological measurements made in 1975 by Pinkerton & Sparks    ( 1978 ) on the activity persistent lavas erupted from the northeast rift. They showed that at temperatures of 1070-1090° C yield strengths ranged from 2500 to 4000 dynes/cm3, and plastic viscosities were in the order of 105 poise. The recognition on Mt. Etna, and also Hawaii ( Shaw et alii, 1968 ), that flowing lavas should be considered as having a yield strength rather than behaving a Newtonian liquids, at least at sub-liquidus temperatures, has been of considerable importance in developing new concepts of lava flow rheology.

The relation of lava rheology to the development of Aa  and Pahoehoe flows   has been discussed by Peterson & Tilling ( 1980 ) and Kilburn ( 1981 ), and has been related to changing rheology associated with cooling and de-gassing, and the amount of applied shear stress.

The majority of Etnean lavas are of Aa texture . However, the nature of the final flow field is not necessarily indicative of the rheological state of the magma as it is erupted.

Pinkerton & Sparks ( 1976 ) have noted that aa lavas tend to form with higher effusion rate eruptions on Mt. Etna and it certainly may be observed during the formation of a compound flow field that pahoehoe toes develop only from low effusion rate boccas.

However, observations of flowing lavas in channels  show that in the near vent areas, lava which overflows the channel but comes to rest within a few metres is preserved as pahoehoe whereas the surrounding lava congeals as AA.

The pahoehoe channel  overflows cool with little or no applied shear stress, presumably explaining their  pahoehoe form.

These observations indicate that for many eruptions on Mt. Etna the lava is rheologically capable of producing pahoehoe on eruption but that applied shear stress during the cooling history converts it to aa lava.

Lower downslope pahoehoe textures are unlikely to form owing to the change in rheology related to cooling. In other eruptions only aa is formed independent of the effusion rate suggesting that the lava has, prior to eruption, crossed the threshold beyond which pahoehoe cannot form.

The extensive pahoehoe flows  on Mt. Etna raise a number of questions.

 They tend to be formed from long duration eruptions, such as ten year one that started in 1614 and the nine month eruption of 1792/93.

The overall effusion rates of these eruptions was relatively low, but nevertheless comparable to many aa type eruptions.

An important factor appears to be the development of lava tubes which fed the flow fields from numerous boccas scattered over almost the whole length of the flow field.

Because of the high insulating properties of the lava tube roofs, lava is emitted from the boccas with virtually no temperatures drop, although the boccas themselves may be several kilometres from the original source vent.

Each individual bocca erupts only short lava flows at a fraction of the effusion rate from the primary vent.

The development of a lava tube system appears to require a long duration eruption in which well established channels can become roofed over for substantial distances from the vent.


1.8 AA Flow

1.8.1 Gross morphology


The final form of the lava field depends on lava rheology, rate of effusion, duration of eruption and topography.

Thus a variety of planimetric forms of lava field occur on Mt. Etna ranging from long thin flows which may or may not bifurcate downslope, to wide fan shaped flows.

The median length of flows is 5 km, typical thicknesses being 2 to 10 m.


1.8.1a Surface structures and textures

Etnean aa lavas  are typically fed by channels. However in some cases, where effusion occurs for only a few hours, well developed channels do not develop and flow consists of a fairly level field of surface clinker. Individual clinker fragments are about 5 to 10 cm across and tend to be welded to or are outgrowths from a dense lava layer below which, for this kind of flow, is usually about half a metre to 2 m  in thickness.

Pahoehoe surface features  may be preserved especially in the centre of the flow and around the vent area. In flows of longer duration, draining of the central part leaves a shallow depressed channel; these flows tend to have a higher proportion of larger rounded clinker up to half a metre in diameter in their distal portions.

Channels develop where flow is sustained for several days or weeks.

Flows covered with clinker, but without channels, may form by lava spreading from the channel as a result of overflow.

The development of levees has been described by Sparks et alii ( 1976 ).

They attribute the formation of levees and channels to the lavas yield strength resulting in the formation of stationary bodies of flood at the margin of the flow; these have a characteristic thickness for a given slope.

Consequently in the early stages of a flow there are two bordering zones of stationary incandescent lava which are termed initial levees   .

With continued effusion other types of levee are built up over the initial one.

Accretionary levees  commonly occur near the vent area where there is a centrl portion of the channel consisting of relatively smooth pahoehoe with thin margins of clinker.

 During flow the clinker while still incandescent and ductile is reworked by the marginal shear forces.

If the lava level rises with time, as commonly occurs, the marginal clinker builds up a bank on either side of the flow.

Because the clinkers are still ductile they weld to form a solid levee. Typical slopes on accretional levees range from 50° to 85°, greater than the angle of repose for loose aggregates. It has also been noted that accretionary levees often build up with outward sloping inner walls as a result of reduction in the upper channel width with time, which may eventually lead to roofing over a long lived channels.

Rubble levees  occur in the parts of the flow where aa has fully developed. They are constructed by the avalanching on steep flow fronts of talus consisting of unwelded aa debris.

Overflow levees  occur when surges of lava from the main channel drape over the existing levees increasing their height and width.

Such overflows may result either from fluctuating effusion rates or an increase in lava level by back pressure as the advancing flow front cools and becomes more sluggish.

Although each of these levee types results from a specific mechanism, many levees are hybrids of two more varieties.

Channel systems may be simple, consisting of one main channel that becomes established with long duration flows as a result of effusion from a single main bocca.

In this case distributory channels may develop near the flow front as well as temporary channels caused by lava overflowing the levee or breaking through the levee wall for short periods.

With sustained eruption, channels may become roofed over to develop a lava tube system in the vent area.

Lava escaping from the tube end or roof skylights may result in ephemeral boccas in the flow field.

Lava tubes in aa flows are often associated with hybrids of accretionary and overflow levees.

Their presence is often indicated by pressure ridges and tumuli which build up over a tube owing to increased magma pressure in the conduit once it has been established. Small effusions through cracks in the tumuli may develop an apron of lava which usually assumes a mixed aa-pahoehoe surface texture.

Where the lava is erupted with a higher viscosity and yield strength than is typical for Etnean lavas, short stubby flows result, having lengths of a few hundred metres and thicknesses in excess of 50 m.


1.9 Pahoehoe Flow


Etnean flows of this type are relatively rare: the best preserved ones are flows of 1614-24, 1651-53, 1764-65 and 1792-93. Most of the flow areas are tube fed.

The vent for the 1972 flow is well exposed on the outer flank of the Valle del Bove on its southern side. Here it consists of a fan of lava overlying a main tube with a diameter of about 4 m.

Much of the surface in the vent area consists of aa.

But downslope the percentage of aa rapidly decreases giving typical pahoehoe structures of toey lobes, ropey textures and tumuli .

Most of the tumuli are about 10 m in diameter in the form of an upturned boat with a tension gape along the crest.

The 1614-24 lava flow is of particular interest. It has a surface area of about 21 km3 and the flow thicknesses may be in escess of 150-200 m in places. The total volume is estimated to be 1-2 km3, giving an average eruption rate of about 6 m3/sec.

The eruptive products from this eruption form three adjacent compound flows.

The northern flow is characterised by a step-like form, the flow descending from

1600 m – 2320 m in a series of terraces .

Each terrace is relatively level, although on a small scale the surface consists of typical pahoehoe with broad swales, short ropey flows, squeeze-ups, tumuli and driblet cones of entrail and toey lava.

The steeper slopes at the terrace fronts have a high proportion of clinkery aa. Other parts of the flow are almost entirely made up of tumulus-like forms with basal diameters of tens or hundreds of metres. The largest tumulus has a basal diameter of 1 km.

The downhill slopes are often covered by aa and pahoehoe lavas that have squeezed out from between the upturned slabs.


It appears that the whole 1614-24 flow-field was fed from numerous tube systems such as Grotta dei Lamponi and the Grotta del Gelo.

Because Mt. Etna is in an almost continuous state of eruption it is an ideal volcano for study of eruptive mechanisms, particularly of the “strombolian” type in which aa lavas predominate.




Chapter 2


2.1 Research conducted about Debris avalanches deposits of the Milo Lahars sequence and the opening of the Valle del Bove on Etna Volcano ( Sicily )


2.1.1 Abstract


Debris avalanche deposits occur in two location downslope from the final part of the Valle del Bove (VDB) .





I carryed out research about three outcrops, first of all called Villa Nicolosi, the second is Monacella di Sotto and the third is Macchia River.

These outcrops comprise interstratified ungraded deposits of metre-scale lava blocks in a matrix of weathered and fractured lava clasts.

The avalanche deposits are unconformably overlain by matrix to clast supported conglomerates representing debris-flow andinterbedded fluvial deposits that constitute most of the Milo Lahar sequence .

I present evidence that the Milo Lahar sequence which crops out just at the exit of the VDB, formed during the opening and enlargement of this depression.


The presence of the avalanche deposits at the base of the Milo Lahar sequence indicates that catastrophic landslides were involved in the formation of the VDB.

The composition of lavas in the debris avalanche deposits is similar to that of most of the Ellittico volcanic sequence exposed along the northern wall of the VDB.

Radiocarbon dates of 8400 and 5300 years BP from the base and top, respectively, of the debris – flow sequence indicate that the Milo Lahars are correlative with the exposed part of the Chiancone ( CH ), which contain lava blocks whose compositions partially overlap that of blocks in the avalanche deposits, may have formed water concentration in the distal end of the avalanche causing trasformation to debris or alternatively by reworking of the avalanche deposit.





2.2 Introduction


Debris avalanche are part of the continuum of inertial sediment flows.

Specifically, they are granular flows initiated by landslides and are often related to the large-scale collapse of a volcanic cone.

The importance of avalanches as agents of geomorphic change was drammatically illustrated by the 1980 eruption of Mount St. Elen.

Subsequent studies of the deposits of this event and those of other stratovolcanoes worldwide has provided a paradigm for the mechanisms of transport and the facies characteristics of debris-avalanche deposits.

Most avalanches are composed primarily of two facies:


  The megablock or block facies consists of large homogeneous blocks of the original landscape that have been transported intact.

    Block can be of any size, from centimetres to hundreds of metres. They are commonly poorly consolidated and often preserve the original stratigraphy of the collapsed mountain.

Debris-avalanche deposits are characterized by fracturing of the blocks during initial failure, with pervasive shattering or jigsaw fracturing of larger clasts within the blocks. Dilation during downslope transport commonly causes disintegration of clasts along fractures, thus generating matrix compositionally identical to enclosed clasts.

  The mixed facies is rich in matrix and often displays various clast lithologies and  lacks stratification or grading.

Locally, an avalanche deposit can comprise predominantly mixed facies, block facies, or a combination of the two.

Debris-avalanche deposits often form a hummocky topography which is one of the most recognisable geomorphic features.

Debris flows are fluidized gravity flows commonly associated with debris avalanches. They constitute a part of the suite non-Newtonian fluid flow that are called lahars in volcanic-terranes. Lahar is a nonspecific term often used in reference to any deposit of volcanoclastics transported away from a volcano. I use the term debris-flow deposit with reference to those deposits resulting from a specific transport process and apply the term lahar to volcaniclastic deposits of combined or ambiguous origin ( mud-flow, debris-flow or hyperconcentrated flow ) or to accepted formation names ( e.g. Milo Lahars ).

Debris-flow form by flow transformation of water-rich parts of debris avalanches or by rainfall mobilization of hillslope debris.

The resulting deposits are matrix to clast-supported conglomerates and breccias.

They are generally distinguished from fluvial conglomerates  by the lock of stratification or imbrication, and by the absence of fining-upward sequence.

Hyperconcentrated flows are non-Newtonian fluids with very high( 40% to 80% sediment loads which are noncohesive but not fully turbulent ).



Fig. 38 -  Massive deposits of sand and gravel located to Riposto, near         Macchia River, Chiancone Formation ( CH ).



Deposits typically comprise massive to normally-graded and crudely-stratified, accumulations of sand and gravel .

To date, no avalanche deposits have been identified on Etna although a sector-collapse mechanism has often been invoked in explaining the formation of the VDB , a horseshoe shaped depression 7 km long, 5 km wide and up to 1 km deep, cut into the eastern flank of the volcano.



2.3  Pyroclastic and volcaniclastic deposits of Etna volcano


Although most of the eruptive history of Mt. Etna was characterized by effusive activity some pyroclastic and epiclastic deposits occur on the lower slopes, particularly on the eastern flank of the volcano .

It’s possible to distinguish four major pyroclastic and epiclastic sequences:

  The oldest sequence, made up of tephra and lahars, is exposed in a fault scarp near Acireale and has an age of 150.000 to 100.000 years.

  The Lower Tephra and Lahars ( LTL ) in which the authors include the “Lower Tuffs” and the “Upper Lahars” , are characterized by loose crystals of Kaersutite, and have a radiocarbon date of 26.000 years.

  The Ellittico Caldera formed 15.000 years ago from a very strong explosive event, depositing the Biancavilla Ignimbrite , a sequence which crops out on the lower southwestern slope of the volcano.

  Another sequence is called  Upper Tephra” (UT ), the youngest epiclastic sequence. It crops out on the VDB  and comprises pyroclastic fall deposits interbedded with epiclastic layers that were emplaced between 8690 and 200 years B.P.

  An additional sequence, locally named “Chiancone” ( CH ), comprises a volcaniclastic fan cropping out on the lower eastern flank of Etna . The exposed part of the CH deposit essentially consists of a basal sequence of lahars ( mud-flow and debris-flow beds ) overlain by volcaniclastic fluvial beds and water reworked pyroclastics.



2.4 The Milo Lahar sequence ( ML )



The ML sequence crops out at the distal open end of the VDB  and extends eastward and downslope from 800 m a.s.l to 300 m a.s.l., covering an area of about 6 km2, with a maximum width of 4 km.

I will describe the three thickest and best exposed outcrops in order of increasing distance from the exit of the VDB :

·        The Villa Nicolosi outcrop (1), a hill just south of Milo ( UTM Kilometric coordinates: 33SWB10737425 );

·        A ravine near the town of Monacella di Sotto (2)  with vertical walls exposed by erosion ( UTM Kilometric coordinates: 33SWB12337353 );

·        The Macchia River (3) ravine, north of Giarre , below the bridge of the motorway (UTM kilometric coordinates 33SWB15287514 ).




2.5 Villa Nicolosi outcrop


A series of outcrops occur along a road descending through a hillside vineyard approximately 1 km south of the town of Milo.



The outcrops are divided into (a) a lower sequence , about 5,5 m thick, and (b) an upper, 2 m thick exposure , which is about 15 m above the top of the lower unit.



(a). The base of the lower unit consists of a monomictic, homogeneous breccias with clasts of mugearite lava in a poorly consolidated matrix. Isolated large clasts are up to 1,4 m long and are surrounded by many smaller ( 2 to 5 cm long ) rounded clasts .

The matrix comprises 40% of the deposits. It consists of a porous mixture of weathered rock fragments ( < 1 cm in size ) of the same composotion as the larger clasts, loose crystals of pyroxene, and minor kaolinite clay.

(b). The upper exposure is a weathered outcrop bench on which the north and south faces are fresh cuts.

The northern end of the outcrop consists of a series of four brecciated layers, ranging in color from bluish, gray to red. Layers are 10 to 60 cm thick, and separated by sharp contacts. Each layer consists of granulated lava blocks with some intact clasts up to 8 cm in diameter .


The lower most layer contains a 90 cm lava clast that is pervasively fractured in a jigsaw pattern.

In contrast, the southern end of this outcrop is composed of 2,2 m of heterolithic, matrix-supported conglomerate in a sandy matrix divided into two distinct beds.

The lower bed comprises a 1,2 m thick conglomerate containing 60% matrix and mugearite lava clasts up to 80 cm in diameter.

The top of this bed comprises a 10 cm grayish orange layer overlying a 4 cm pink layer.

The upper bed exposed 1 m of conglomerate overlain by recent soil.

The lower part of the Villa Nicolosi sequence is interpreted as a debris-avalanche deposit.

Most of the exposure consists of an unstratified, ungraded and homogeneous breccia that is pervasively fractured .

The base of the lower exposure is divided into distinct fracture-bounded domains, which comprise a series of small debris blocks containing jigsaw fractures.



The upper exposure of the outcrop displays two distinctly different deposits.

I interpreted the thinly layered breccias at the northern end of the outcrop  as a series of small debris-avalanche blocks.

The nature of the upper exposure is apparently ambiguous in that the northern and southern ends of the outcrop display distinctly different compositions and textures .



2.6 Monacella di Sotto outcrop


A 13 m – thick section of the ML sequence is exposed in a ravine along the road between Monacella and Milo .

The outcrop consists of (a) clasts supported conglomerates beds;

(b) matrix-supported conglomerates beds; and (c) sandy beds.



(a). The clast-supported conglomerate beds are 0,4 to 1,2 m thick, and are typically heterolithic. They are composed of clasts up to 40 cm in diameter, and commonly exhibit basal inverse grading.



Subsidiary clast-supported beds, up to 30 cm thick and containing white-yellow pumice clasts, are interbedded with the beds that I described above.

These beds represent reworked fall deposits. The matrix of the clast supported beds is sandy to slightly clayey, containing a abundant loose crystals of (b).

The matrix supported beds have a maximum thickness of 1,3 m. They contain clasts up to 70 cm in diameter, supported in a sandy matrix that comprises 60% of volume of the deposits.

(c). Sandy units comprises individual beds, up to 55 cm thick, of well-sorted silt to fine sand. They are often slightly indurated, and commonly contain granule-size pyroxene crystals.

 Beds are massive to faintly horizontally stratified, and nongraded toslightly normally graded.


At Monacella di Sotto  a 10 m-thick outcrop section comprises 5 m of undifferentiated matrix-supported conglomerate overlain by 5 m of clast-supported beds 0,4 to 1,0 m thick, interbedded with reworked ash layers up to 0,4 m thick .


The matrix supported beds contain a very fine sandy matrix, consisting >50% volume of the outcrop, and a heterolithic assemblage of volcanic clasts, up to 50 cm in diameter, inversely graded at the base .




2.7  Macchia River Ravine

An outcrop exposed in the ravine of Macchia river below the bridge of the Giarre motorway is composed of 15 m of clast to matrix . 




Supported breccias and conglomerates . The outcrop consists of three main sequences separated by unconformities.

(a). The lower most 4 m comprises fractured, homogeneous blocks of mugearite lava up to 2 m by 3 m , in which most individual fragments measure up to 1 m across.



These blocks are entirely supported by gravel-size clasts of the same composition. No fine-grained matrix is present.

The base of the deposit is not exposed, but the contact with the overlying conglomerate bed is abrupt.



(b). The lower conglomerate sequence is 3 m thick, comprising 3 beds of matrix-supported conglomerate averaging 60 cm thick, with inversely graded-bases and  mottled coloring.

This sequence is truncated by a scour surface with 1,5 m of relief. The scour is filled with reddish-brown clast supported conglomerate with boulders concentrated at the bottom of the scour.

The sequence in the Macchia River ravine is interpreted as a basal avalanche deposit overlain by debris-flow and interbedded fluvial deposits.

The large boulders at the base of this sequence are lava blocks which display the characteristic jigsaw fracture pattern .


 The blocks are supported by smaller clasts of similar composition that form by block fragmentation during transport.






Chapter  3


   3 Materials and Methods


    3.1  Materials


I collected and analysed six samples of lava blocks from the avalanche deposit and three samples of lava blocks larger 0,2 m from the basal lahars of the CH.

Chemical data from XRF method are listed in Table 1 and Table 2.

The names of the samples are V.N 1 or Villa Nicolosi 1, V.N. 2, Villa Nicolosi 2, V.N. 3, Villa Nicolosi 3; M.S. 1, Monacella di Sotto 1, M.S. 2, Monacella di Sotto 2, M.S. 3, Monacella di Sotto 3; M.R. 1, Macchia River 1, M.R. 2, Macchia River 2, and M.R. 3, Macchia River 3.

The samples V.N. 1/V.N. 2/ V.N.3 was obtained from the 1,5 m-wide block found in the lower part of the outcrop of Villa Nicolosi  and represents the macroscopically homogeneous part of the avalanche and from a lava block displaying jigsaw fractures in the upper part of the same outcrop .

Samples M.S. 1/M.S. 2/M.S. 3 comes from the outcrop of the avalanche deposit of Monacella di Sotto .

Samples M.R. 1/M.R. 2/M.R. 3 was obtained from the homogeneous outcrop of the avalanche deposit below the Giarre motorway

 and come from the basal lahars of CH along the coast between Pozzillo and Riposto which are representative of the most common lithology of lava blocks inside these beds.





3.2 Methods


I have analysed the nine samples, taken from the avalanche deposit of the Milo Lahar sequence, located on the Etna volcano,  inside the P.R.I.S ( Postgraduate Research Institute for Sedimentology ) laboratories, University of Reading and I have used the following methods of analyses.



3.3 XRD Analysis


The XRD method consists of a diffractometer, that can be used to make a diffraction pattern of any crystalline solid.

With a diffraction pattern an investigator can identify an unknown mineral, or characterize the atomic-scale structure of an already identified mineral.

A typical diffractometer can be seen in the following pictures.



It consists of several parts:


A.    The chiller provides a source of clean water to cool the X-ray tube.

B.    The regulator smooths to provide a stedy and dependable sources of electricity to the diffractometer and its peripherals.

C.    The computer sends commands to the diffractometer and records the output from an analysis.

D.   Strip-chart recorder.

E.    The tube provides an X-ray source. Inside there is a 40,000 volt difference between a tungsten filament and copper target. Electrons from the filament are accelerated by this voltage difference and hit the copper target with enough energy to produce the characteristic X-rays of copper. The radiation is monochromatized by a graphite crystal mounted just ahead of the oscillation counter.

F.    The theta compensating slit collimates the X-rays before they reach the sample.

G.   The sample chamber holds the specimen ( diskes of fine powder before mounting in the diffractometer ).

H.   Scintillation counter which measures the X-ray intensity.

I.      Goniometer which literally means angle-measuring device. The goniometer is motorized and moves through a range of 2-theta angles.


In a typical diffraction pattern the vertical axis record X-ray intensity. The horizontal axis records angles in degrees 2-theta.


Before the XRD analyse I have done in the laboratory preparation the grindind technique, for obtain from my lava blocks samples a finely ground ( 1 – 10 μm ) crystal powder. Powder cameras are used because the quantities of material available are usually minute.

I have used XRD method for identify the minerala by providing data on crystal structure, but also can be useful for identifying opaque grains and for obtaining a general knowledge on bulk heavy mineral composition.

I have analysed all my samples with this method and the reasults that I found, can be seen in the following diagrams .





 3.4 XRF Analysis


When a specimen is irradiated using a beam of sufficiently short-wavelength X radiation, a characteristic X-spectra can be observed from the excited sample.

From the sample, the resulting intensities of the fluorescent X-rays are smaller by a factor of nearly 1000 times that of the X-ray beam obtained from direct excitation with a beam of electrons.

Utilizing high intensity X-ray tubes, sensitive detectors, and suitable X-ray optics the XRF method is possible for analytical qualitative analysis.

XRF may be used on the whole heavy mineral fraction and may prove advantageous for distinguishing between similar lithological units and petrological provinces by the trace element contents of their detrital minerals ( Riech et al., 1982 ).



3.4.1 Instrumentation


A sample is placed in a aluminium chamber which will house the sample during the mechanical analysis.

The sample is then irradiated with an unfiltered beam of primary X-rays. To ensure a uniform exposure, the sample may be rotated during the time of irradiation.

The purpose of the primary X-ray beams is to cause the elements present to emit characteristic fluorescence lines.

A portion of the fluorescence lines are then collimated and directed onto the surface of the analyzing crystal.

The line radiations are reflected, according to the Bragg condition, and pass through an auxiliary collimator to the detector where the energy of the X-ray quanta is converted into electrical impulses or counts.

In order to ensure that the Bragg condition is met, the primary slits, the analyzer crystal, and the secondary slits are placed on the focal circle as the goniometer head is rotated; also, the detector is rotated at twice the angular rate of the crystal.



3.5  SEM Analysis


The scanning electron microscope consists of an electron optics column and an electrons console .



The coated SEM sample is placed in the sample chamber, in the electron optics column and evacuated to high vacuum

( approximately 2* 10 –6  torr ).

Instead of using light, as in the petrographic microscope, the SEM image is formed by an internally generated electron beam. This beam is created by heating a “hairpin” tungsten filament in the electron gun until the filament emits electrons.

The electrons are accelerated through the column by a 5 to 30 KV accelerating voltage, demagnified and focused through a series of electromagnetic lenses into a finely-focused beam, which bombard the sample.

Final diameter of the beam is typically 100 angstroms

(1วบ = 10 –8 cm) in most commercial SEM’s.

The SEM is probably the most frequently used auxiliary instrument in heavy mineral studies.

A modern SEM is equipped with an energy-dispersive X-Ray ( EDS ) which facilitates elemental analysis and thus assist mineral identification.




3.5.1  Sample preparation



SEM analysis can be done on a wide variety of materials ( for example, core and sidewall samples, drill cuttings, thin sections, corroded tubing ). The major requirement is that the sample be small enough to fit into the SEM sample chamber.

Rock samples submitted for SEM analysis should be large enough that a fresh surface, uncontaminated by drilling fluids, can be obtained.

The SEM sample is obtained by gently breaking the rock or core plug with a small rock-chopper or X-actoknife.

Be careful not to introduce artifacts by scraping the knife across the surface to be examined.

Optimal size for the final sample is generally around 5 by 10 by 10 mm. Any fine debris on the surface can usually be dislodged with a Freon duster.


For best results, samples should be handled with disposable gloves, tongs, tweezers, etc., because skin oil from fingers will out-gas in the SEM vacuum system, degrading the SEM image.

The cut sample is attached to a SEM specimen plug with epoxy or Silpaste and dried overnight in a low-temperature drying oven.

A thin line of Silpaint is added to provide an electrical ground from the sample to the plug.

The sample is then coated with a conductive metal, such as carbon, gold, or palladium in either a sputter or evaporative coater.

This coating is required to obtain a clear image of an insulating material ( such as a rock sample ), but is so thin ( 200Å ) that it does not hinder the identification of specific minerals.

After coating, the sample is ready for SEM analysis.

The three-dimensional topographic image ( SEM micrograph ) is formed by collecting the secondary electrons generated by the primary beam.

This image is either displayed on a TV screen or photographed with an attached Polaroid camera.

I have seen in my nine samples some particular internal structures and pores’ surfaces of gas-extruded, and I found after the SEM’ photograph the following images, starting from V.N.1 to M.R.3 sample . 





3.6 Thin Sections Preparation


The principle of this method is to stick the grains onto the microscope slide and then to apply successive refractive index liquids to the same assemblage.

After the cutting of my samples and after the polishing with coarse, fine and very fine diamond plate, I have used Araldite D and Hy 956 hardener in a 5 : 1 ratio and prepare the mounts on a hot plate to speed up curing time.

The hot plate is heated to 90° C, a drop of Araldite is placed on a microscope slide and the grains are sprinkled onto it and then stirred in a circular motion with a dissecting needle to ensure even grain dispersal.

The temperature is raised to 120° C, causing the hardener to evaporate in about two minutes.

A mount prepared this way is very durable and is easy to polish. When preparing grains evenly on the slide, avoiding overlapping and dense packing of grains.

Even dispersal and preferred grain orientation are promoted by gently sliding the cover glass backward and forwards with plastic tweezers or a pencil eraser while the mounting medium is in a liquid state.

For temporary mounts immersion liquids are used, the most commonly used being clove oil ( n = 1.53 ), monobromnaphtalene ( n = 1.658 ), cedar oil ( n = 1.74 ) or methylene iodide ( n = 1.74 ). 

I have done in total nine thin section, one per each sample and it’s possible to see in the pictures below from V.N. 1 to M.R. 3. 







Chapter 4



4.1 Results


After to have analysed my samples with different methods, like XRD, XRF, SEM, and thin sections, I learned the similar compositions of the debris-avalanche deposits at Villa Nicolosi and the Macchia River ravine indicate that these deposits resulted from a single avalanche event.

The stratigraphic relationship of the debris avalanche deposits to the overlying debris-flows suggests that the avalanche deposit may be widespread in front of VDB, forming the base of the ML sequence.

The Villa Nicolosi and Macchia River outcrops are both downslope from the opening of VDB, the latter location  being about 4,2 Km downslope from the former.

This is not considered a great distance of downslope movement for a debris avalanche.

The ability of large debris avalanches to travel as much as 1000 m for every 100 m of elevation descended results in potential runout distances of tens of kilometres or greater.

The overlying debris-flows of the ML record the rapid erosive widening of VDB, at times concurrent with eruptive activity.

The position of the CH downslope from the ML suggests that the CH is a distal equivalent.


I interpreted the basal lahars in the CH as the result of flow transformation of the basal debris-avalanche deposit in the ML, and overlying fluvial units in the CH as formed by reworking of debris-flow deposits in the ML.

Finally, from this thesis it’s possible to understand that the final results are that the basal debris-avalanche deposits of the ML provide evidence that the formation of VDB resulted from a catastrophic landslide, or series of landslides, postdating the formation of the Ellittico caldera.

The overlying debris-flow deposits of the ML and correlative fluvial volcaniclastic beds of the CH record the history of erosive widening of the VDB.




Chapter 5


5.1 Discussion


In conclusion, I suggest that the geomorphologic evolution of the eastern flank was controlled by the following sequence of events:


·       At the close of the Pleistocene, the eastern flank of the Ellittico volcano collapsed, forming an avalanche deposit that flowed eastward. The more humid climate at this time allowed significant stream flows that would have been incorporated in the avalanche as it flowed downslope, resulting in transformation of the debris avalanche to debris-flow, creating the basal lahars of the CH. Alternatively, the debris of the avalanche deposit may have been quickly remobilized by torrential rains to create these deposits.

·       Erosion of the upper surface of the avalanche deposit is indicated at both exposures examined , forming the unconformity separating the avalanche deposit from the overlying strata comprising the rest of the ML sequence.

·       Erosion and instability of the inner walls of the VDB caused southward and westward enlargment of  the VDB and erosion of the eruptive centres older than the Ellittico. Wall collapse provided a source of debris that was remobilized to form the ML sequence.

·       At a later time, the volcaniclastic sequences were deeply dissected by the still active normal faulting resulting from the inland extension of the Malta Escarpment ( Lanzafame and Bousquet, 1997 ), contemporaneous with uplift of the eastern coast of Sicily.


Several factors may have caused the collapse of the eastern flank of the Ellittico volcano:


·       The basement below Etna, comprising clay-rich sediments, is higher to the northwest, where it reaches the elevation of 700 m.

·       The south and southwest flanks of Ellittico were also effectively stabilized by the older eruptive centres  ( Trifoglietto, Salifizio, Giannicola Grande and Cuvigghiuni ) leaving the seaward-facing east and southeast sides unbuttressed.

·       The eastward displacement of the faults of the Malta Escarpment System, as well as that related to dike intrusions, increased eastward instability. Flank collpase are especially common on stratovolcanoes, and Ellittico was the largest known stratovolcano that formed the base of the present Etna.





Dr. Umberto Giongrandi & Dr. Isidoro Cantale

University of Catania

Department of Earth Science







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.





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 D 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 D 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 esssere 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.


3.1     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.





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.





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, ancora chiara.




 Dr. Umberto Giongrandi

P.R.I.S. Postgraduate Research Institute for Sedimentlogy

University of Reading








Electrical properties are among the most useful geophysical parameters in characterizing earth materials.

The basic principle behind electrical geophysical methods, is that because different geologic material have different electrical properties, layers in the subsurface can be identified on the basis of these properties.

The methods used to measure the properties of geologic materials can be divided into two types: methods using applied currents, and those using naturally occuring currents.

Those methods that used applied currents include electrical resistivity, induced polarization, and electromagnetic surveying.

Methods that use naturally occuring current flow include telluric surveying, magnetotelluric surveying, and self-potential.

The basic principle of the electrical resistivity method is simple. A current flow is applied to the surface of the earth, and potential difference in the flow is measured.




This gives us our resistivity of the geologic materials.

EM and resistivity can be applied to a wide variety of problems encountered in Environmental, groundwater, geotechnical, and archaeological work, including:




1.    Location of buried drums, tanks, trenches, and utilities ;

2.    Location of landfills and bulk buried materials ;

3.    Delineation of contaminant plumes ;

4.    Depth of water table and aquifer identification and mapping ;

5.    Continuity of stratigraphic interfaces such as clay layers ;

6.    Mapping of faults and fractures ;

7.    Location of Karst features.







The EM technique measures the electrical properties of materials contained in the subsurface including soil, rock, ground water, and any buried objects.

An alternating current in the EM transmitter coil creates a magnetic field which induces electrical current loops within the ground; the current loops, in turn, create a secondary magnetic field. Both the primary magnetic field ( produced by transmitter coil ) and the secondary field induce a corresponding alternating current in the EM receiver coil.

After compensating for the primary field, both the magnitude and relative phase of the secondary field can be measured.

These can be converted to components in-phase and 90° out of phase with the transmitted field.

The out-of-phase ( or quadrature-phase ) component, using certain simplifying assumptions, can be converted to a measure of apparent ground conductivity.

The in-phase component, while generally not responsive to changes in bulk conductivity, is especially responsive to discrete, highly-conductive bodies such as metal objects.

The apparent conductivity measurement is the average conductivity of one or more layers in the ground in the proximity of the instrument, to a depth of investigation dependent on the coil spacing, orientation, operating frequency of the instrument, and the individual conductivity of each groun layer.







Using an older technique called resistivity, electrical conductivity (resistivity) can also be measured by applying a current directly into the ground through a pair of electrodes. A voltage difference measured across a second electrode pair provides the necessary information to calculate the apparent earth resistivity ( the inverse of apparent conductivity ). The depth of investigation depends on the electrode separation and geometry, with greater electrode separations yielding bulk resistivity measurements to greater depths .







The EM and resistivity methods are used in two different modes:


·        Profiling ;

·        Sounding ;


Profiling is used to detect lateral variations across a site by taking a series of readings along a line using a fixed configuration of coils or electrodes.

Soundings are used to estimate vertical variations in electrical conductivity or resistivity.

An EM sounding is obtained by taking readings at a single location with several coil spacings and coil orientations.

The data are then inverted to produce a model of conductivity (resistivity) variations with depth.


Due to the greater number of readings possible, resistivity sounding provide better vertical resolution than EM sounding. Profiles and soundings may be obtained simultaneously to yield a 3-dimensional model.





In the Wenner array  four electrodes are equally spaced along a straight line.

The distance between adjacent electrodes is called the array spacing, a.

For this configuration the equation of (apparent) resistivity is :

ra = 2Pa DV / I











The instrument reading in ohms (applied current divided into the measured voltage difference ) is converted apparent resistivity ( in ohm- meters ) by means of a geometric factor determined for electrode array.

The equipment ( Wenner Method ) that I used on 12th of October for measure the apparent resistivity of    Whiteknight Park is  constituted by :


1.    Ammeter ;

2.    Voltameter ;

3.    4 electrodes ( two for source/sink, two for volt meter/potential ) ;

4.    Connecting wire ;

5.    Power source ( DC or AC, batteries in series or motor-driven generator )



The advantages in the Wenner method are:


·        Equal spacing gives easier to manipulate equation ;

·        Less demand for instrument sensitivity ;

·        Data can be analyzed  directly.


The disadvatages in the Wenner method are:


·        Suseptible to near-surface lateral variations ;

·        All electrodes must be moved for new read






  Typical Resistivities of Geological Material


Resistivity near surface material is heavily affected by grounwater, and water is a low resistivity material. In general finer grained sediments have low resistivities, and bedrock has high resistivities .

Resistivities are reduced by :


1.    Increasing porosity ;

2.    Increasing ion content of groundwater ;

3.    Increasing content of clay;

4.    Decreasing grain size




Typical resistivities :


1.    Wet silt/clay 10 ohm * m ;

2.    Sand and gravel Low 1000’s ;

3.    Well-jointed bedrock Low 1000’s ;

4.     Unjointed bedrock High 1000’s





The data in the field consists of a graph of resistivity with electrodes spacing. This curve is matched with a master curve of the same scale. Each of the master curves is computed for typical types of interfaces at varying depths. Which ever master, or type, curve that matches the data curve the best gives up the number of and depth to interfaces.

Currently, the job of curve matching is done by a computer; however, it is often a good idea to match the curve by hand, if only as a preliminary check.


8      Electrical Sounding


When the ground consists of a number of more or less horizontal layers, knowledge of the vertical variation in resistivity is required .

The object of electric drilling is to deduce the variation of resistivity  with depth below a given point on the ground surface, and to correlate it with the available geological information in order to infer the depth and resistivities of the layers present.

The procedure is based on the fact that the current penetrates continuously deeper with the increasing separation of the current electrods.




9      Differences and Similarities between Electrical and Electromagnetic Methods



Electrical :


·        Time invariant electrical currents ;

·        Electrical currents directly applied to earth ;

·        Inexpensive equipment ;

·        Poor lateral resolution ;

·        High sensitivity to geologic noise ;

·        Transmitter array approximately 7-10 times greater than depth of penetration ;


Electromagnetic :


·        Time variant electrical and magnetic fields ;

·        Electrical currents induced by remote electrical and magnetic fields ;

·        Expensive equipment ;

·        Complex processing ;

·        High lateral resolution ;

·        Low sensitivity to geologic noise ;

·        Transmitter array approximately equal to depth of penetration .









1.    Magnetization of rocks


The ferromagnetic minerals contained in rocks are normally in the form of fine grains dispersed throughout the matrix of paramagnetic or diamagnetic minerals .

The bulk of rocks, therefore, shows the characteristics of ferromagnetism.

Magnetic characteristics of rocks depend partly on their mineral contents and partly on their history of formation.



2.    Magnetic Surveying Techniques


Magnetometer surveys are being carried out on an increasing scale for geological mapping and minerals exploration.


  Instruments for Magnetic measurements


Various types of magnetometer are in use for making measurements over land and sea.


I have used in October 1999, if I don’t remember bad, the Nuclear Precession Magnetometers ,

for measure the magnetic susceptibility in Whiteknights Park ( cricket square ). In these instruments use is made of the well-known phenomenon of the precession of nuclear particles around a magnetic field, the frequency of precession being proportional to the most commonly used meter in airborne or shipborne surveys is the “Proton Magnetometer”.

Here the active element is water ( or some other liquid containing a large number of hydrogen nuclei ) in a small bottle surrounded by a suitable coil.

Normally, the spin moments of the protons are randomly oriented.

If a strong magnetic field ( polarizing field ) is applied by sending a direct current in the coil, the moments due to the protons become aligned in the direction of the field.

When the polarizing field is suddenly removed, the spinning proton moments precess for a short time around the direction of the earth’s ambient field and induce a small voltage in the coil.

 The frequency, f, of this voltage, which can be measured with a precision of one part in 100,000, is a measure of earth’s total field, F.

The working relation between f and F is :

F ( in nT ) = 23.4868f




where f is the measured frequency in Hz and 23.4868 is a constant related to the gyromagnetic ratio of the proton.

An important advantage of this instrument is that orientation is nor critical; the only requirement is that the polarizing field should make a sufficiently great angle with the direction of the earth’s total field. In contrast the flux-gate magnetometer, which can measure the field continuously, the proton magnetometer gives a series of discrete measurements at intervals of a few seconds because of the polarizing and relaxing time taken by protons.

Another point of difference is that the instrument measures the scalar magnitude of the total ambient field and not its direction. The instrument cannot be operated in areas of high field gradients because the proton signal is sharply degraded by the presence of magnetic field gradients exceeding 500 nT/m.

Recording proton magnetometers are now built by several manufactures for station, ship, and aircraft use. Some portable designs for ground surveying are also available. A precision of 1 nT or better is claimed for many models.


3.    Interpretation of Magnetic Data


The end product of a magnetometer survey is a contoured anomaly map in gammas ( or nanotesla ). The next step is to translate the magnetic data into subsurface geology, and as we know from the gravity case.

There are  two factors which make the interpretation of magnetic data more complicated :


  The dipolar nature of the magnetic field ;

  The additional unknown parameter introduced by the direction of magnetization in    rocks.


As a first step it is useful to estimate the magnitude and form of the magnetic anomalies over bodies of simple shapes.








Thanatochoenosis Infra & Circacoastal of Corigliano’ Gulf ( Italy )


 Dr. Umberto Giongrandi


University of Catania


Department of Oceanography










Il presente lavoro si occupa dello studio delle tanatocenosi a Molluschi, Briozoi e Policheti riscontrati nei residui di lavaggio di 11 campioni prelevati lungo le aree costiere la piattaforma interna nel Golfo di Corigliano ( Golfo di Taranto ) nonché di 2 campioni prelevati in corrispondenza della secca dell’Amendolara ad est del paese omonimo.

Lo scopo di questo studio è quello di esaminare le tanatocenosi presenti nel fondale per cercare di risalire alle biocenosi originali.

E’ di notevole importanza valutare le relazioni esistenti tra i campioni prelevati tra i 10 e i 70 metri lungo la costa e quelli in corrispondenza della secca dell’ Amendolara.

Lo studio bionomico verrà condotto sulla base dello schema biocenotico proposto da Pérès e Picard (1964), a questo si affiancherà uno studio auto ecologico condotto sui tipi morfologici riscontrati tra i Briozoi, il cui utilizzo si è rivelato fondamentale nelle ricostruzioni paleoambientali integrato ai dati desunti dall’analisi biocenotica


2.        MATERIALI

E’ stata condotta un’analisi faunistica e bionomica su tanatocenosi presenti in alcuni dei campioni prelevati durante la campagna oceanografica eseguita dal 06/06/91 al 18/06/91 e finalizzata alla cartografia fisiografica e bionomica del Golfo di Corigliano, nel settore occidentale del Golfo di Taranto.

La campagna “Amendolara 91” si è svolta con la M/n “Minerva” nell’ambito di un programma C.N.R., organizzato dal centro di ricerca ENEA di S. Teresa.

La secca o banco dell’Amendolara è un rilievo sottomarino presente nell’alto Mar Jonio, nel compartimento marittimo di Crotone, situato circa 65 miglia a sud-ovest della città di Taranto.

Le coordinate del suo punto centrale sono 39°52’27” N e 16°43’25” E.

La secca completamente sommersa occupa una superficie di circa 12 miglia quadrate ( 31 Kmq ), salendo dalla profondità di circa 200 metri fino alla batimetrica dei 26 metri, con picchi, depressioni e profilo differente a seconda dei versanti.

Il versante settentrionale è più ripido, quello meridionale e, soprattutto, quello rivolto verso sud-est, sono estremamente dolci.

Il banco è limitato da due grosse faglie ad andamento NW-SE, che si prolungano sulla terraferma.

Tale banco appartiene alla dorsale dell’Amendolara, alto strutturale che divide il canyon di Corigliano da quello di Taranto; ed è stato oggetto di numerose ricerche ( Mazzarelli, 1929; D’arrigo, 1959; Strusi et al., 1985 ) .

Durante la campagna sono stati prelevati, tramite benna Shipek, diversi campioni di sedimento lungo il bordo del golfo ed in corrispondenza del banco dell’Amendolara.

Nel presente lavoro sono stati esaminati 11 campioni prelevati a diverse profondità, sulla piattaforma  e sulla sommità del banco.


3.          METODI


Per ciascun campione una piccola parte del sedimento integro è stata utilizzata per l’analisi granulometrica.

Il resto dei campioni è stato lavato usando un setaccio di 63 microns; terminato il lavaggio i campioni sono stati asciugati in stufa a 60° C.

I residui dei campioni AM/91 a/side e d/side sono stati sottoposti a quartazione e solo  1/4    è stato utilizzato per le analisi faunistiche.

Successivamente è stato eseguito il setacciamento con una pila di setacci a diametro decrescente per facilitare la successiva osservazione al microscopio (1000, 500 e 250 microns).

Di queste frazioni sono state studiate integralmente le prime due, (residuo >500 microns), mentre le ultime due sono servite per controllare la presenza di eventuali specie di piccola taglia, assenti nelle frazioni più grossolane.

Lo studio è stato eseguito mediante uno stereomicroscopio.

Sono state riscontrate esclusivamente tanatocenosi cioè gli accumuli sui fondi attuali, dei resti di tutti gli organismi morti provenienti dalle biocenosi in atto installate in quel biotopo o in altri contigui.

I popolamenti sono completamente assenti.

L’analisi ha comportato il riconoscimento degli esemplari appartenenti ai phyla Mollusca, Bryozoa, Polychaeta, Echinodermata, rari Arthropoda e l’esecuzione

dei conteggi delle singole specie appartenenti ai primi tre phyla.

Sono stati realizzati elenchi faunistici stilati seguendo gli ordini sistematici di Bedulli et al. (1990) per quanto riguarda i Molluschi, di Balduzzi e Eming (1996) per i Briozoi di Bianchi (1981) per i Policheti.

I dati sono stati tabulati e, per ciascuna specie, è stata indicata l’abbondanza (numero di esemplari), la dominanza (rapporto percentuale fra gli esemplari di una determinata specie e il numero totale di esemplari del phylum considerato), nonché lo stock bionomico di appartenenza e per i Briozoi, l’habitus zoariale.

Per l’analisi bionomica è stato adottato lo schema proposto per il Mediterraneo da Pérès e Picard (1964), sono state usate le seguenti sigle :

SFBC -           Biocenosi delle Sabbie fini ben classate


AP -              Biocenosi delle Alghe Fotofile

HP -              Biocenosi delle Praterie di Posidonia

C -                Biocenosi del Coralligeno

VTC -           Biocenosi dei Fanghi Terrigeni Costieri

DC -              Biocenosi del Detritico Costiero

DE -              Biocenosi del Detritico Fangoso

DL -              Biocenosi del Detritico del Largo

SFBC -          Biocenosi delle Sabbie fini ben classate

SGCF -          Biocenosi delle Sabbie grossolane e delle Ghiaie fini  

                       sotto l’influenza delle correnti di fondo  

Circa-Prof.  Batiale - Specie a distribuzione circa litorale profondo e  


Batiale -                    Specie a distribuzione esclusivamente batiale

VP -                           Biocenosi dei Fanghi Profondi

Sspr -                          Specie senza significato preciso


Lre -                            Specie a larga ripartizione ecologica.


Per quanto concerne i Briozoi è stato eseguito uno studio dei morfotipi zoariali, con metodologie ormai classiche (cf. Lagaaij e Gautier ,1965; Schopf, 1969; Pouyet, 1973; Rosso, 1989).

 Sono state utilizzate le seguenti sigle:



M   Membraniporiformi:  Colonie incrostanti con zoari unilamellari con pareti dorsali calcificate se incrostano substrati rigidi, incomplete e poco calcificate se colonizzano substrati flessibili come le Alghe a tallo molle.


Cp     Celleporiformi: zoari incrostanti a crescita disordinata su substrati solitamente  flessibili; presentano forme variabili da globulari a mammellonari ramificae molto tozze.     


         V     Vinculariformi: colonie erette rigide, ramificate dicotomicamente, a sezione circolare. Sono fortemente attaccate al substrato mediante una base calcarea.


          A    Adeonelliformi: colonie erette rigide con rami a sezione ellittica;   presentano ramificazione dicotomica. Sono attaccate al substrato mediante una base calcarea.


            R      Reteporiformi: colonie erette rigide fortemente calcificate,fenestrate e reticolate,  attaccate al substrato solido per mezzo di una base calcarea.


Cl    Cellariiformi: colonie erette flessibili, articolate, debolmente

          attaccate al substrato per mezzo di apparati rizoidali.


Cr    Cellarinelliformi: colonie erette rigide, fissate al substrato mediante






Lo studio eseguito al miscroscopio ha permesso di individuare una frazione litica formata da quarzo e mica (biotite e muscovite), una frazione organogena data da bioclasti di Molluschi, Briozoi, Policheti, Echinodermi, rari Artropodi ed una frazione organica data da fibre di Posidonia.

L’analisi dei campioni viene presentata seguendo un ordine batimetrico.


4.1  Campione  AM/91  21B


Il campione è stato prelevato a 10 metri di profondità.

Il volume iniziale è pari a 670cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 665cc.

Il sedimento è dato per il 95% da frazione litica con prevalenza di dimensioni inferiori a 250 microns, data quasi eclusivamente da granuli di quarzo.

Il restante 5% comprende poche fibre e prevalenti resti scheletrici calcarei.

Tra questi decisamente più abbondanti i Bivalvi.  Pochi Gasteropodi, Foraminiferi e Echinodermi.

Sono presenti numerosi tubi chitinosi di Policheti Sabellidi, rari frammenti di Ofiura e qualche Ostracode. In questo campione mancano Briozoi e Policheti.


4.1.2.       Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche rientranti tra la sabbia media e l’argilla. Il sedimento è una sabbia limosa, essendo la frazione sabbiosa molto fine del 73,40% e quella limosa del 14,62%.


4.1.3          Molluschi


Sono state determinate 11 specie di cui 2 appartenenti ai Gasteropodi e 9 ai Bivalvi per un totale di 118 esemplari.

Una sola specie prevale nettamente: Spisula subtruncata che, da sola, rappresenta il 78,8% della tanatocenosi. Tra le altre specie hanno importanza significativa Lucinella divaricata (5,08%), Aequipecten  opercularis (2,54%), Anomia ephippium (2,54%), Tellina pulchella (2,54%) e Chamelea gallina (2,54%). Le altre specie sono presenti in percentuali minime.


4.2      Campione AM/91  22B


Il campione è stato prelevato a 10 metri di profondità; ha un volume iniziale pari a 310cc; il residuo di lavaggio è di 308cc.

Composizionalmente il 95% è dato da frazione litica ( la maggior parte con dimensioni minori di 250 microns ) composta  da  quarzo e biotite subordinata.

Il restante 5% è dato da poche fibre di Posidonia, Molluschi, aculei di Echinodermi irregolari, Foraminiferi e Ostracodi.

E’, inoltre, presente un frammento di Briozoo, un tubo di Ditrupa arietina, due carapaci di crostacei e un Polichete errante.


4.2.1.        Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche comprese tra la sabbia media e l’argilla.

Si tratta di una sabbia limosa con frazione sabbiosa del 79,52% e  limosa del 19,07%.


4.2.2.        Molluschi


Sono state determinate 12 specie di cui 2 appartenenti ai Gasteropodi e 10 ai Bivalvi per un totale di 76 esemplari.

I Gasteropodi sono poco rappresentati mentre prevalgono nettamente i Bivalvi con Spisula subtruncata (63,20%), Tracia sp.(13,20%), Corbula gibba (5,26%), Tellina pulchella (3,94%) e Lucinella divaricata (3,94%).

Le altre specie sono poco rappresentate.


4.2.3.        Briozoi


E’ presente soltanto una specie appartenente ai Cheilostomi:

Crassimarginatella maderensis con habitus zoariale membraniporiforme.


4.3.                   Campione AM/91  20B


Il campione è stato prelevato fra 13 e 14 metri di profondità; ha un volume iniziale pari a 200cc; il residuo di lavaggio è di 126cc.

Composizionalmente il 90% è dato da frammenti litici ( la maggior parte nella frazione a dimensioni minori di 250 microns ) dati prevalentemente da quarzo.

Il restante 10% comprende, in egual misura, fibre vegetali e resti scheletrici calcarei. Tra la fauna prevalgono nettamente i Molluschi con Bivalvi anche a valve unite. Frammenti di Echinodermi irregolari, Foraminiferi e rari Gasteropodi.


4.3.1.        Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche comprese tra la sabbia molto fine e l’argilla.

Si tratta di una sabbia limosa, essendo la frazione sabbiosa del 58,26% e quella limosa del 39,22%.   Subordinata l’argilla ( 2,52% ).


4.3.2.        Molluschi


Sono state determinate 2 specie di Bivalvi per un totale di 27 esemplari.

Domina nettamente Spisula subtruncata ( 88,88% ) seguita da Corbula gibba ( 11,11% ).


4.4.                  Campione  AM/91  28B


Il campione è stato prelevato a 20 metri di profondità; il volume iniziale è pari a 1300cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 47cc. Il 90% è dato dalla frazione litica con miche prevalenti nelle frazioni fini e qualche granulo di quarzo e feldspati di dimensioni comprese tra 1 e 3 mm.

Il restante 10% comprende fibre vegetali leggermente prevalenti sui resti scheletrici dati da Molluschi                       ( Gasteropodi ) e Ofiure.

Presenti nella frazione fine pochi foraminiferi, Ostracodi, frammenti di teca e aculei di Echinodermi regolari e alcuni Policheti erranti.


4.4.1.        Sedimentologia


Il sedimento comprende classi granulometriche rientranti tra la sabbia molto fine e l’argilla. Si tratta di un limo sabbioso, essendo la frazione limosa dell’ 83,34% e quella sabbiosa del 12,30%. Subordinata l’argilla ( 4,36% ).


4.4.2.        Molluschi


La tanatocenosi comprende soltanto 4 esemplari del gasteropode Turritella communis.


4.5.                Campione  AM/91  34B


Il campione è stato prelevato a 23 metri di profondità; il volume iniziale è pari 280cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 185cc.

Composizionalmente il sedimento è dato per il 70% da frammenti litici, di cui quarzo e i feldspati sono decisamente dominanti sulle miche che si trovano solo nel passante a 250 microns.

Il restante 30% organogeno è dato da grosse fibre  e frammenti di rizomi di Posidonia      ( 20% ) e da resti scheletrici ( 10% ) di cui numerosissimi Molluschi Gasteropodi con subordinati Bivalvi e Scafopodi.

Presenti anche Briozoi e Serpulidi, qualche aculeo di Echinoderma irregolare, frammenti di Ofiure  e comuni Foraminiferi ( Elphidium e Pyrgo ).


4.5.1.        Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende le classi granulometriche comprese tra la ghiaia e l’argilla. Si tratta di una sabbia limosa con presenza di ghiaia essendo la frazione sabbiosa del 75,4% e la frazione limosa del 20,04%.

Subordinata la ghiaia ( 2,72% ) e l’argilla ( 1,84 % ).


4.5.2.        Molluschi


Sono state determinate 23 specie di cui 12 appartenenti ai Gasteropodi e 11 ai Bivalvi per un totale di 521 esemplari.

Una sola specie prevale nettamente: Bittium latreillei ( 67,75% ) seguito da Bittium reticulatum ( 14,01% ), Striarca lactea ( 3,07% ), Timoclea ovata

( 2,11% ) Turritella communis ( 2,11% ), Nucula nucleus ( 1,72% ), Corbula gibba

( 1,72% ), Alvania gr. beani ( 1,53% ) e Cylichnina umbilicata ( 1,15% ). 

Le altre specie sono presenti in percentuali minime.


4.5.3.        Briozoi


Sono state determinate 12 specie di cui 6 appartenenti ai Cheilostomi e 6  ai Ciclostomi per un totale di 37 esemplari compresi gli indeterminati.La specie più rappresentata in questo campione è Smittina cervicornis ( 37,83% ) seguono Lichenepora sp. ( 13,51% ) Celleporina caminata ( 8,11%) Schizomavella cuspidata ( 8,11% ) Smittoidea ophidiana   ( 5,39% ) e Pentapora ottomulleriana ( 5,39% ).  Le altre specie sono presenti in percentuale minima .


4.5.4.        Policheti


I serpulidi comprendono Pomatoceros triqueter, Vermiliopsis striaticeps e Ditrupa aretina.


4.6.                Campione  AM/91 23B


Il campione è stato prelevato a 25 metri. Il volume iniziale è pari a 1220cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 109cc. Composizionalmente l’85% è dato da frazione litica con quarzo e miche in egual misura.

Il restante 15% comprende fibre vegetali ( 13% ) e resti scheletrici di organismi

( 2% ). I resti vegetali sono spesso anneriti e sono frequenti frammenti carboniosi e qualche seme.

Tra la fauna nettamente dominanti sono i Foraminiferi ( Elphidium ); seguono i Molluschi ( Gasteropodi e pochi Bivalvi ) , alcuni frammenti e aculei di Echinodermi irregolari, una chela di crostaceo e pochi Ostracodi.

Questo campione è il più ricco di fibre vegetali accumulate  sul fondo per decantazione.


4.6.1.        Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche comprese tra la sabbia molto fine e l’argilla. La frazione limosa è del 75,46% e quella sabbiosa è del 21,28% . Subordinata l’argilla.

 Con queste caratteristiche il sedimento può essere classificato come un limo sabbioso.


4.6.2         Molluschi


Sono state riscontrate 5 specie di cui 2 appartenenti ai Gasteropodi e tre ai Bivalvi

per un totale di 24 esemplari.

La specie che prevale nettamente è Turritella communis ( 57,69% ), seguono Corbula gibba ( 26,92% ), Turbonilla sp. ( 7,69%), Nucula nucleus ( 3,84% ) e Anomia ephippium    ( 3,84% ).


4.7                Campione AM/91  29B


Il campione è stato prelevato a 25 metri di profondità. Il volume iniziale è pari a 900cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 677cc.

Composizionalmente il 97% è dato da frammenti litici di quarzo e feldspati, con frammenti sabbiosi a spigoli vivi e ciottoli arrotondati; solo qualche mica è presente nella dimensione minore di 250 microns. Mancano le fibre.

La frazione organogena ( 3% )  comprende solo Gasteropodi, ed in minor misura Bivalvi. E’ presente anche qualche tubo di Serpulide, qualche Briozoo, pochi aculei di Echinodermi irregolari, una chela di crostaceo, pochissimi Foraminiferi ( Pyrgo ) e qualche alga calcarea molto abrasa.



4.7.1.           Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche comprese tra la ghiaia e l’argilla.

Si tratta di una sabbia ghiaiosa con il 49,69% di sabbia  e il 30% di ghiaia;

subordinata la percentuale limosa e argillosa.


4.7.2         Molluschi


Sono state determinate 5 specie di cui 3 appartenenti ai Gasteropodi e 2 ai Bivalvi per un totale di 24 esemplari.

Prevale Turritella communis ( 45,83% ); seguita da Corbula gibba ( 25% ), Timoclea ovata ( 16,66% ) e Bittium latreillei ( 8,33% ).


4.8                Campione  AM/91  36B


Il campione è stato prelevato a 29 metri di profondità. Il volume iniziale è pari a 1220 cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 70 cc.

Composizionalmente il sedimento è dato per l’80% da frammenti organogeni dati in egual misura da fibre vegetali e Gasteropodi.

E’ presente qualche raro Scafopode e Bivalve, oltre che numerosi Foraminiferi

( Elphidium ). Nella frazione a dimensione minore è presente qualche aculeo di Echinoderma irregolare e qualche Ostracode.

Il restante 20% è dato da quarzo e miche in egual misura.


4.8.1.             Sedimentologia


Nel sedimento campionato sono presenti classi granulometriche comprese tra la sabbia molto fine e l’argilla.

Si tratta di un limo con egual presenza di sabbia molto fine e argilla, essendo il limo

( 74,23% ), la sabbia molto fine ( 13,20% ) e l’argilla ( 12,57% ).


4.8.2.             Molluschi


Sono state determinate 3 specie di cui 2 appartenenti ai Gasteropodi ed 1 ai Bivalvi per un totale di 104 esemplari.

Una sola specie prevale nettamente: Turritella communis ( 93,26% ); seguono Bittium reticulatum ( 3,84% ) e Corbula gibba ( 2,88% ).


4.9.                    Campione  AM/91  a/side


Il campione è stato prelevato a 50 metri di profondità sul banco dell’Amendolara. Il volume iniziale è pari a 230cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 170cc.

Essendo completamente organogeno il residu è stato quartato e solo 53cc sono stati analizzati. Sono presenti clasti di Briozoi, alghe calcaree, Molluschi ( Bivalvi e Gasteropodi ), Echinodermi irregolari, qualche Echinoderma regolare, Serpulidi, Foraminiferi, Ostracodi e qualche chela di crostaceo.

I bioclasti sono molto abrasi, arrotondati, a volte cementati e spesso anneriti tanto che, in alcuni casi, il riconoscimento è impossibile.


4.9.1        Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche rientranti tra ghiaia e argilla.  La frazione ghiaiosa è del 2,84%, quella sabbiosa è dell’85,68%, quella limosa è del 10,80% e quella argillosa è dello 0,68%.

Il sedimento è una sabbia.



4.9.2.           Molluschi


Sono state riscontrate 37 specie di cui 24 appartenenti ai Gasteropodi e13 ai Bivalvi per un totale di 295 esemplari.

Con 103 esemplari Bittium latreillei ( 34,92% ) prevale nettamente sulle altre specie. Seguono Timoclea ovata         ( 15,25% ), Turritella turbona ( 11,86% ), Bittium reticulatum      ( 10,85% ), Pusillina incospicua ( 3,05% ), Modiolula phaseolina ( 3,05% ), Drilliola loprestiana ( 1,02% ), Nucula nucleus ( 1,02% ), Nucula recondita ( 1,02% ), Saccella commutata ( 1,02% ), Aequipecten opercularis ( 1,02% ), Corbula gibba ( 1,02% ) e Hiatella arctica            ( 1,02% ).

Le altre specie sono presenti in percentuali minime.


4.9.3.           Briozoi


Sono state determinate 21 specie di cui 14 appartenenti ai Cheilostomi e 7 ai Ciclostomi per un totale di 87 esemplari. 

 Schizotheca serratimargo ( 14,94% ), Smittina cervicornis (14,94%), Sertella sp.

 ( 10,34% ) e Idmidronea atlantica ( 9,19% ) sono le specie più abbondanti; seguono Scrupocellaria delilii ( 6,89% ), Platonea stoechas ( 5,74% ), Cellaria fistulosa

 ( 5,74% ), Pentapora fascialis ( 5,74% ), Annectocyma major ( 4,59%) e Entalophoroecia deflexa ( 4,59% ).

Tutte le altre specie sono poco rappresentate.

Per quanto riguarda i morfotipi zoariali prevalgono nettamente gli eretti rigidi costituiti dagli Adeonelliformi        ( 39,08% ), dai Vinculariformi ( 28,73% ),  dai Cellariiformi               ( 13,79% ) e dai Reteporiformi ( 10,34% ).

Subordinate le forme incrostanti, fra cui sono maggiormente rappresentati i  Membraniporiformi ( 5,74% ) e i Celleporiformi ( 2,29% ).


4.9.4.           Policheti


Sono presenti 9 specie di cui 8 appartenenti ai Serpulidi ed 1 agli Spirorbidi  per un totale di 16 esemplari.

La specie più rappresentata è Ditrupa arietina ( 18,75% ),seguita da Vermiliopsis sp.         ( 12,50% ), Serpula lobiancoi ( 6,25% ), Janita fimbriata ( 6,25% ), Placostegus tridentatus ( 6,25% ),  Protula sp. ( 6,25% ) e Spirorbidae sp. ( 6,25% ).

Si osserva un cattivo stato di conservazione particolarmente per i tubi dei Policheti le cui dimensioni superano il mm; molti frammenti oltre ad essere abrasi sono incrostati da alghe calcaree tanto rendere difficile il loro riconoscimento.


4.10    Campione   AM/91   d/side

Il campione è stato prelevato a 60 metri di profondità. Il volume iniziale è pari a 1000cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 310cc.

Anche questo campione, esclusivamente organogeno è stato quartato e solo 1\4 pari a 84cc è stato utilizzato per l’analisi al microscopio.

Composizionalmente il campione è un sedimento sabbioso totalmente organogeno dato da Briozoi, alghe calcaree, Molluschi ( Bivalvi e Gasteropodi ), Serpulidi, abbondanti Foraminiferi e molti Echinodermi regolari.

Questo campione, in generale, presenta un aspetto poco fresco.


4.10.1          Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche rientranti tra la ghiaia e l’argilla.

La frazione ghiaiosa è del 4,78%, quella sabbiosa è del 29,59%, quella limosa è del 65,24% e quella argillosa è del 5,78%. Con queste caratteristiche il sedimento è un limo sabbioso con elevata percentuale sia di ghiaia che di argilla.



4.10.2.           Molluschi


Sono state riscontrate 33 specie di cui 19 appartenenti ai Gasteropodi e 14 ai Bivalvi per un totale di 369 esemplari.

Una sola specie prevale nettamente: Bittium latreillei ( 45,26% ) con 167 esemplari; seguono Bittium reticulatum ( 18,16% ), Turritella turbona ( 17,07% ), Timoclea ovata      ( 2,98% ), Alvania punctura ( 2,71% ), Alvania gr. beani ( 1,63% ), Corbula gibba ( 1,36% ), Jujubinus exaperatus ( 1,08% ) e Glans aculeata ( 1,08% ).

Le altre specie sono presenti in percentuali minime.


4.10.3.            Briozoi


Sono state determinate 20 specie di cui 12 appartenenti ai Cheilostomi e 8 ai Ciclostomi per un totale di 114 esemplari compresi gli indeterminati.

Prevale nettamente Cellaria fistulosa ( 22,80% ), seguono Schizotheca serratimargo

( 14,03% ), Smittina cervicornis ( 10,52% ), Pentapora fascialis( 7,01% ), Annectocyma major ( 7,01% ),  Tervia irregularis ( 5,26% ) e Sertella sp. ( 4,38% ).

Le altre specie sono scarsamente rappresentate. Alcuni briozoi si presentano piuttosto abrasi e difficili da determinare, e per alcuni esemplari è stato soltanto possibile un raggruppamento a seconda dell’habitus zoariale.

Per quanto riguarda i morfotipi zoariali prevalgono nettamente quelli eretti rigidi costituiti dagli Adeonelliformi ( 34,18% ), Cellariiformi ( 22,80% ), Vinculariformi             ( 21,88% ) e i Reteporiformi ( 6,12% ); subordinate le forme incrostanti fra cui abbiamo Celleporiformi ( 13,15% ),Membraniporiformi( 0,87% ) e i Cellarinelliformi ( 0,87% ).


4.10.4        Policheti


Sono presenti 7 specie appartenenti tutte ai Serpulidi per un totale di 18 esemplari.

La specie più abbondante è Vermiliopsis sp ( 22,22% ), seguita da Ditrupa arietina

( 16,66% ), Protula sp. ( 11,11% ), Serpula lobiancoi ( 11,11% ), Vermiliopsis labiata ( 5,55% ) e Janita fimbriata       ( 5,55% ).

Anche in questo campione così come in quello precedente si osserva un cattivo stato di conservazione o un’ incrostazione da parte di alghe calcaree.


4.11.                  Campione  AM/91 30B


Il campione è stato prelevato a 70 metri di profondità. Il volume iniziale è pari a1300cc che dopo il lavaggio si è ridotto a 3,9cc.

Il sedimento è dato dal 99% da frammenti litici ( miche e poco quarzo ).

L’1% è dato da frammenti organogeni comprendenti fibre vegetali ( frustoli e semi ), Foraminiferi ( Globigerine e Orbuline ), aculei di Echinodermi irregolari, un Polichete errante, un tubo chitinoso di Sabellide e un Gasteropode.


4.11.1.      Sedimentologia


Il sedimento campionato comprende classi granulometriche rientranti tra la sabbia fine e l’argilla.

La frazione sabbiosa è del 3,17% , quella limosa è del 91,41% e quella argillosa del 5,42%. E’ completamente assente la ghiaia e la sabbia grossa.

Con queste caratteristiche il sedimento può essere classificato come un limo argilloso.


5.2    Campione  AM/91 a/side


5.2.1.  Molluschi


Dall’analisi bionomica condotta sui Molluschi, si osserva una forte prevalenza di stocks   circalitorali.

Fra gli infralitorali mostra  particolare interesse  lo stock AP-HP ( 0,68%), dato da Jujubinus exaperatus e Alvania lineata .

Fra i circalitorali prevale lo stock della  Biocenosi del DC ( 15,25% ) ( Fig. 15 ) data dalle specie caratteristiche esclusive Turritella turbona  e Modiolula phaseolina. 

Seguono lo stock della biocenosi del DL  ( 1,35% ) dato da Glans aculeata e Astarte sulcata  e lo stock DE ( 1,02% ) dato da Saccella commutata.

Le specie appartenenti allo stock Circa prof. -  Bat. costituiscono il 4,40% della tanatocenosi e sono dominate da Pusillina incospicua  e Drilliola loprestiana.

Estremamente abbondanti le specie a larga ripartizione ecologica ( 72,88% )

tra cui prevale nettamente Bittium latreillei, la cui forte abbondanza è probabilmente legata ai densi popolamenti algali ( Pérès e Picard, 1964 ), seguito da Bittium reticulatum e Obtusella intersecta.

Si può, pertanto, concludere che la tanatocenosi campionata appartenesse ad

un’ originaria Biocenosi DC presumibilmente in una facies reofila come testimoniato anche dalla presenza di specie reofile rientranti negli stocks SGCF e DC-SGCF che porta a pensare che il fondale fosse interessato da un idrodinamismo  sostenuto.

L’elevata percentuale di Bittium latreillei ben si accorda con la buona dominanza di specie a distribuzione AP-HP, anch’esse legate alla presenza di vegetali e fa presumere che densi popolamenti vegetali siano presenti in biotopi immediatamente contigui più superficiali.

Ciò è peraltro in accordo con le osservazioni fatte sulla sommità della secca.


5.2.2.   Briozoi


Anche l’analisi bionomica effettuata con i Briozoi permette di individuare la contemporanea presenza di stocks infra e circalitorali.

Fra i primi riveste particolare interesse ecologico lo stock AP-HP  ( 3,44% ) dato da Crisia sigmoidea.

Lo stock più  importante è quello DC  ( 5,74% ) rappresentato con la specie  Platonea stoechas. Segue lo stock  C  ( 2,29% ) dato da Turbicellepora avicularis.

Elevata dominanza hanno poi gli stocks C-DC  ( 43,66% )  dato da Smittina cervicornis, Schizotheca serratimargo, Pentapora fascialis, Micropora coriacea  e Adeonella pallasi, specie che manifestano una spiccata sciafilia e tolleranza ad un idrodinamismo sostenuto e  DC-DL ( 18,39% )  con Idmidronea atlantica, Annectocyma major  e Entalophoroecia deflexa. 

Diporula verrucosa è l’unica specie indicativa dello stock DL ( 1,14% ).

Dai dati sopra esposti si può dedurre che anche la tanatocenosi a Briozoi derivi da una originaria biocenosi del Detritico Costiero.

L’elevata presenza di specie ad affinità coralligena si spiega con la presenza  nel fondale di concrezionamenti coralligeni, che permettono la colonizzazione a numerose specie        ( cf. Rosso A. e Sanfilippo R. 1992 ).

Basta infatti che nel fondale siano presenti piccoli substrati duri costituiti da concrezionamenti calcarei o spuntoni rocciosi, o semplicemente gusci di organismi di taglia elevata come alcuni Bivalvi, perché si instaurino le specie caratteristiche della biocenosi del Coralligeno accanto a quella del Detritico Costiero.

Lo studio dei morfotipi zoariali sembra indicare un idrodinamismo moderato per la forte dominanza di forme erette rigide ( 91,94% ) e la minore dominanza di specie incrostanti  ( 8,03% ).

Sempre dall’esame dei tipi zoariali, si può desumere che la velocità di sedimentazione fosse moderata, in quanto la maggior parte dei morfotipi presenti non sopporta elevato infangamento ( cf. Laggaaij e Gautier, 1965;Schopf,1969 ).


5.2.3.    Policheti


Lo studio bionomico sui Policheti, evidenzia la presenza di soli stocks circalitorali.

Prevalgono nettamente le specie dello stock bionomico del Detritico Costiero

( 18,75% )  con  Ditrupa arietina .

Il significato di questo stock viene ulteriormente rafforzato dalla dominanza dello stock DC-DL ( 6,25% ) dato da Placostegus tridentatus.

Importante anche lo stock  Circa prof. – Bat. ( 12,50% )  dato da Serpula lobiancoi e Janita fimbriata.

 Molto abbondante ma di scarso interesse ecologico sono le specie senza preciso significato ecologico ( 62,50% ) .

Anche i Policheti possono essere riferiti ad una originaria Biocenosi del Detritico Costiero.



5.3     Campione AM/91  d/side


5.3.1   Molluschi


Anche in questo campione l’analisi bionomica permette di evidenziare la  dominanza dello stock DC ( 17,61% ) rappresentato interamente da specie caratteristiche esclusive: Turritella turbona ed Emarginula rosea.

Tutti gli altri stocks sono estremamente subordinati ad eccezione del gruppo delle specie preferenziali della Biocenosi  AP-HP ( 1,89% ), con la presenza di Jujubinus exaperatus , Jujubinus striatus , Alvania geryonia .

Di significato affine è lo stock C-DC ( 0,27% ) dato da Arca tetragona .

Da rimarcare infine l’estrema abbondanza di specie a Larga ripartizione ecologica

( 75,60% ) tra cui prevalgono nettamente Bittium latreillei  e  Bittium reticulatum .

Come già detto nel campione a/side la forte abbondanza di specie del genere Bittium è  legata alla presenza nell’area di popolamenti algali.

 Si può concludere che la tanatocenosi a Molluschi campionata appartenesse ad una originaria Biocenosi DC, probabilmente, in una delle sue  facies reofile.


5.3.2.    Briozoi


La tanatocenosi a Briozoi è molto simile a quella del campione precedente.

Prevalgono gli stocks appartenenti al circalitorale.

Rivestono particolare interesse gli stocks della Biocenosi del Detritico Costiero

( 0,87% ) costituito esclusivamente da Platonea stoechas e del Coralligeno  anch’esso costituito dalla sola specie caratteristica esclusiva Turbicellepora avicularis.

Il significato di questi due stocks viene ulteriormente rafforzato dalla forte dominanza dello stock C-DC con percentuale del 57,89%.

In questo stock sono particolarmente comuni ed abbondanti Schizotheca serratimargo, Smittina cervicornis, Pentapora fascialis, Schizomavella cuspidata  e Adeonella pallasi, specie che manifestano una spiccata sciafilia ed una moderata tolleranza per un idrodinamismo sostenuto.

Ben rappresentati sono anche gli stocks DC-DL ( 11,38% ) dato da Annectocyma major,  Entalophoroecia deflexa  e Cardoecia vatersi ,  e lo stock  Circa prof. – Bat.

( 6,14% ) dato da Tervia irregularis e Characodoma mamillatum.

Dai dati ottenuti si può dedurre l’appartenenza della tanatocenosi a Briozoi ad una originaria Biocenosi del detritico Costiero, con elementi coralligeni in analogia con il  campione precedente.

I morfotipi zoariali indicano un idrodinamismo moderato per la forte dominanza di forme erette rigide ( 84,98% ) su quelle incrostanti ( 14,99% ).

La velocità di sedimentazione desunta è moderata, in quanto la maggior parte dei morfotipi presenti non sopporta elevato infangamento ( cf. Lagaaij e Gautier, 1965;      Schopf, 1969 ).


5.3.3.    Policheti


Lo studio bionomico sui Policheti in questo campione evidenzia la presenza di stocks circalitorali.

Prevalgono nettamente le specie della Biocenosi del Detritico Costiero ( 22,21% ) rappresentate da specie tipicamente sciafile di substrato duro; si tratta di Ditrupa arietina .

Di notevole importanza è lo stock Circa prof. – Bat. ( 16,66% ) dato da Serpula lobiancoi e Janita fimbriata.

Molto abbondante ma di scarso interesse ecologico sono le specie Senza preciso significato ecologico ( 66,66% ).

La tanatocenosi a Policheti può essere pertanto riferita ad un’originaria Biocenosi del Detritico Costiero.

In conclusione, i dati desunti dallo studio bionomico condotto sulle tanatocenosi a Molluschi, Briozoi e Policheti permettono di individuare la Biocenosi del Detritico Costiero in cui sono presenti elementi grossolani che consentono l’instaurarsi di specie più tipiche della Biocenosi del Coralligeno.

L’esame autoecologico sulle singole specie ha consentito di evidenziare la presenza di specie reofile che indicano un ambiente interessato da idrodinamismo moderato  in accordo con quanto indicato anche dall’esame zoariale condotto sui Briozoi, che consentono di desumere anche una velocità di sedimentazione bassa che ben si accorda con la Biocenosi individuata.


5.                           CONSIDERAZIONI ECOLOGICHE


5.1.         Campioni costieri


Alcuni campioni, 21B, 22B e 20B, prelevati lungo la costa del Golfo di Corigliano, a profondità compresa tra i 10 ed i 14 metri, sono molto affini e sono stati, pertanto, raggruppati.

Sedimentologicamente hanno composizione sabbioso-limosa.

Contengono soltanto tanatocenosi a Molluschi, eccetto il campione 22B in cui è presente anche un singolo frammento del Briozoo membraniporiforme Crassimarginatella mederensis.

L’esame bionomico effettuato sulla tanatocenosi a Molluschi consente di individuare esclusiva presenza dello stock bionomico SFBC con valori variabili dal 75 al 90% circa.

Le specie presenti tutte caratteristiche esclusive sono  Spisula subtruncata, Tellina pulchella, Chamelea gallina e Callista chione .

 E ‘ quindi immediata l’attribuzione delle tanatocenosi osservate proprio ad una originaria biocenosi SFBC.

In particolare prevale nettamente  Spisula subtruncata, specie  detritivora indicativa di elevato infangamento. La sua abbondanza indica la facies a Spisula di tale biocenosi.

Un secondo gruppo di campioni , 28B, 34B, 23B, 29B e 36B prelevati  lungo la costa el Golfo di Corigliano, a profondità compresa tra i 20 ed i 29 metri, è fortemente omogeneo.

I sedimenti hanno composizione limoso-argillosa.  

Tutti i campioni ad eccezione del 34B presentano soltanto una tanatocenosi a Molluschi dominata da Turritella communis, specie caratteristica esclusiva della Biocenosi VTC, molto abbondante in tutti i campioni.

Questo stock è solitamente l’unico presente con dominanze dal 60% circa al 100%.

Si dissocia soltanto il campione 34B in cui accanto alla tanatocenosi a Molluschi sono presenti anche scarse tanatocenosi a Briozoi e Policheti.

L’interpretazione bionomica della tanatocenosi a Molluschi di questo campione è complessa in quanto lo stock Lre è estremamente abbondante ( 95% ) e riduce sensibilmente gli altri stocks.

Fra questi prevale, comunque, lo stock VTC con poco più del  2%.

Nella tanatocenosi a Briozoi, invece, assume maggiore importanza lo stock C-DC

( 59,45% ) dato da Smittina cervicornis , Schizomavella cuspidata , Pentapora ottomulleriana , Smittoidea ophidiana  e Adeonella pallasi e quello DC nella tanatocenosi a Policheti.

Estremamente abbondanti infine le specie legate ai substrati vegetali ( stock Lre dei Molluschi e AP-HP dei Policheti ).

Sebbene l’attribuzione biocenotica sia problematica la tanatocenosi osservata può essersi formata in un biotopo con substrato detritico con consistente componente fangosa ( VTC fra i Molluschi ) ma con qualche elemento grossolano che consentiva l’impianto di forme erette di briozoi che sopportano meglio delle incrostanti  un lieve infangamento.


5.4  Campione AM/91  30B

Il  campione è caratterizzato da limo argilloso e non presenta Molluschi, Briozoi e Policheti, quindi è impossibile valutarlo dal punto di vista ecologico.



6.                           CONCLUSIONI


E’ stato effettuato uno studio bionomico su 11 campioni di sedimento prelevati in fondali infra e circalitorali lungo la costa del Golfo di Corigliano, (  Golfo di Taranto ).

Di essi 8 provengono da biotopi costieri  ( 21B, 22B, 20B, 28B, 34B, 23B, 29B e 36B    ) ,  2  dalla sommità della secca dell’ Amendolara, alto morfologico separato nettamente dalla costa da una depressione profonda circa 200 metri ed 1 dalla  piattaforma esterna a circa 70 metri di profondità.

L’analisi sedimentologica ha evidenziato per i campioni 21B, 22B, 20B, 28B e 36B

composizione sabbioso-limosa.

I restanti, 34B, 29B, a/side e d/side, sabbioso-ghiaiosa.

L’analisi bionomica eseguita sulle tanatocenosi dei campioni esaminati è stata effettuata adottando il modello proposto da Pérès e Picard ( 1964 ) utilizzando Molluschi, Briozoi e Poicheti.

La tanatocenosi riscontrata nei  campioni  a/side e d/side con sedimento esclusivamente organogeno dovuta esclusivamente a produzione autigena, sono state attribuite ad una originaria  Biocenosi del Detritico Costiero, all’interno della quale esistono elementi tanto grossolani da consentire l’instaurarsi di specie  tipiche della Biocenosi del Coralligeno.

Sul banco la  sedimentazione terrigena  è assente come indicato dalla composizione del sedimento in accordo con i dati desunti dall’analisi dei morfotipi zoariali che indicano un infangamento molto ridotto.

Per quanto riguarda i campioni costieri le tanatocenosi dei campioni più superficiali

( 10 – 30 metri ) sono state attribuite alla Biocenosi delle Sabbie Fini Ben Classate, mentre quelle più più profonde alla Biocenosi dei Fanghi Terrigeni Costieri.

L’elevata dominanza in tutti i campioni in fibre di Posidonia documenta l’esistenza di un posidonieto nell’area. Tale presenza è documentata anche da resti più o meno abbondanti di specie dello stock AP-HP e soprattutto di specie di Molluschi legati ai popolamenti vegetali .








Dr. Umberto Giongrandi

University of Catania

Department of Geology






Il lavoro eseguito riguarda il settore settentrionale dell’Altopiano Ibleo ( Tavoletta I.G.M. “SIGONA GRANDE”  F° 269 S.E ).

Il rilevamento eseguito ha messo in evidenza come nella zona in esame affiorino quasi esclusivamente sedimenti e vulcaniti Plio-Pleistocenici.

In quest’area esistono numerosi centri eruttivi sia lineari che centrali, lungo direttrici NE-SW, ENE-WSW, ed E-W che nella Sicilia sud-orientale risultano essere importanti linee preferenziali di risalita di magmi.

Il vulcanismo riscontrato in quest’area può essere suddiviso in submarino,  rappresentato da ialoclastiti, brecce ialoclastiche e lave a pillows, e subaereo, associato a centri eruttivi singoli più o meno identificabili, rappresentato da colate laviche.




L’area oggetto del presente studio si inquadra in un più ampio e complesso dominio denominato Avampaese Ibleo.

L’Avampaese Ibleo rappresenta il margine settentrionale emerso e poco deformato della placca africana; trattasi di un tavolato calcareo delimitato ai margini da una serie sistemi di faglie.

Il Plateau Ibleo verso NW va a formare l’Avanfossa Gela-Catania e al di là di questa sparisce in sottosuolo al di sotto delle coltri della Catena Appenninico – Maghrebide.

L’Altopiano Ibleo è interessato da numerose sistemi di faglie con andamento prevalentemente NW-SE e NE-SW e forma nell’insieme una struttura ad horst orientato NE-SW .

Questo è limitato lungo la costa ionica, dal sistema di faglie che da’ luogo alla scarpata Ibleo-Maltese e a NW da un altro sistema che determina l’Avanfossa Gela-Catania (Lentini e Vezzani,1978).

L’Altopiano Ibleo è stato sede di intense fasi tettonico tensionali che hanno favorito la risalita, in tempi diversi, di magmi basici intercalati nella successione sedimentaria a partire dal Trias fino al Quaternario (Cristofolini,1966;Carbone et alii,1982).

Le principali strutture tettoniche riconosciute nella zona in studio sono faglie normali con direzione prevalentemente NE-SW nella parte orientale ed E-W in quella occidentale.

Questi sistemi oltre ad avere condizionato la morfologia dando luogo ad un susseguirsi di horst e graben, sono responsabili della risalita dei magmi che hanno originato le vulcaniti affioranti nella zona.



Lo studio sui terreni sedimentari affioranti nell’area in esame si deve a  Di Grande (1967,1972), mentre quello nelle vulcaniti a Cristofolini (1967; 1969).




Tale formazione rappresenta il substrato non affiorante dei termini presenti nella zona studiata. Si tratta, per lo più, di un’alternanza calcareo-marnosa contenenti livelli di brecce calcaree ad elementi spigolosi e matrice carbonatica.

Segnalata da Di Grande (1972) come affidabile livello guida di campagna del  Messiniano inf. carbonatico ibleo, questa unità è stata riproposta da Grasso, Lentini e Pedley (1981) come Formazione Monte Carrubba e come tale è nota nella cartografia geologica recente (AA.VV., 1984, 1985; Beccaluva et al.,1991, 1993).





Tra il Pliocene sup. e il Pleistocene inf., si intercalano vulcaniti a diversi termini sedimentari.

L’area studiata viene divisa in due zone : una orientale ed una occidentale.

In quella orientale affiorano due unità vulcano - stratigrafiche: una vulcano-clastica ed una lavica, intercalate a calcareniti organogene di età suprapliocenico-infrapleistocenica.

Alla base della successione si riscontrano estese coltri ialoclastiche

( Ialoclastiti di M.Rannè), affioranti a Monte Rannè, Portella Papera  e nell’horst di Sigona Grande - Castellana.

Queste ialoclastiti di colore giallo-rossastro, dovuto all’alterazione sono costituite da granuli di materiale lavico vetroso non stratificato, con dimensioni millimetriche e con matrice dello stesso materiale.

L’affioramento che presenta lo spessore maggiore (40 metri circa) si trova nella zona di Monte Rannè e Bagnara, dove le ialoclastiti sono ricoperte da un banco di calcareniti organogene bianco-giallastre infrapleistoceniche (Di Grande,1967,1972).

Nell’horst di Sigona Grande-Castellana  la sedimentazione di queste calcareniti, 2,  è stata interessata da notevoli apporti di clasti vulcanici, il che dimostra la contemporaneità tra la sedimentazione ed alcuni sporadici fenomeni effusivi sottomarini.

Nelle zone più vicine al luogo di emissione la deposizione delle calcareniti è stata  spesso disturbata con temporanea interruzione della sedimentazione.

Generalmente le calcareniti poggiano in on-lap sui pendii di edifici vulcanici sommersi. La successione continua verso l’alto con colate laviche alcaline, emesse da apparati fissurali con andamento NE-SW e ENE-WSW.

Queste affiorano lungo le colline, con andamento ENE-WW, che formano gli horst di Primosole-Catalicciardo ad est e Sigona Grande-Castellana ad ovest. In tutte le zone rilevate queste lave presentano caratteri litologici abbastanza uniformi e sono intercalate alle calcareniti infrapleistoceniche: un esempio è visibile nella trincea stradale ubicata circa a 400 metri a SE della Masseria di Sigona Grande, dove si nota che un bancone calcarenitico è stato interessato da fenomeni erosivi dovuti all’avanzamento di una colata sul fondale.

Nell’horst di Primosole –Catalicciardo l’unità lavica è rappresentata prevalentemente da colate laviche subaeree a fessurazione colonnare .

Nell’horst di Sigone Grande-Castellana l’unità lavica è invece costituita in genere da sottili colate a pillows , intercalate nelle calcareniti.

Lungo il versante SE di Cozzo Luppinaro è possibile notare la zone di alimentazione lineare, data da intrusioni allineate, con direzione NE-SW, di alcune di queste colate sottomarine.

In vicinanza di Masseria S.Giorgio si rinviene un affioramento di colate submarine, ricoperte da una breccia ialoclastica e da ialoclastiti  con copertura di calcareniti infrapleistoceniche.

Sulle basse colline a SE di Masseria S.Giorgio alcuni apparati di emissione lineari sono identificabili sul terreno in quanto sono allineati lungo la direttrice NE-SW e danno luogo a corte e sottili colate laviche a pillows, dislocando verso l’alto i banchi calcarenitici già diagenetizzati.

A nord della Masseria S. Giorgio in un fronte di cava è stata rilevata la presenza di vulcaniti conosciute in letteratura come “ Vulcaniti a macchia di Leopardo “ , trattasi di un conglomerato misto costituito da prodotti di esplosione vulcanica inglobati in una matrice calcarenitica; questi prodotti rivestono particolare importanza scientifica in quanto stanno a testimoniare che l’attività vulcanica continuava anche nel Pleistocene inf. contemporaneamente alla sedimentazione delle calcareniti. Le calcareniti depositandosi in terreni più vecchi smorzano la superficie del rilievo formando delle ampie forme tabulate.

Trattasi di calcareniti e calciruditi organogene a prevalente componente calcarea (CaCO3  70-80% ) in facies detritico-organogena; in genere si presentano stratificati in banchi di spessore variabili da pochi centimetri ad oltre un metro con intercalati strati sabbiosi poco coerenti e facilmente friabili; gli strati si presentano suborizzontali. Questo litotipo si è depositato in ambiente costiero infra e circa litorale  con una profondità massima di 30-40 metri, e ricco di resti fossili fra i quali riveste particolare importanza “Arctica Islandica  e Pecten Jacobeus”. Lungo il versante meridionale da M.S.Giorgio, Castellana  a Catalicciardo ( foto 4 e 5 ) intercalate ai banchi calcarenitici si rinvengono colate laviche, talora a fessurazione colonnare, effuse in ambiente subaereeo, per la presenza, in genere, alla loro base di scorie e di fenomeni di arrossamento.  In generale lungo le incisioni vallive della zona si osservano livelli conglomeratici e calcarenitici intercalati alle colate laviche, a conferma di un ambiente marino poco profondo  in cui alle effusioni laviche si succedevano nel tempo dei periodi di stasi eruttiva.

L’alternanza lave subaeree-calcareniti è indizio di ripetute oscillazioni del livello del mare in un bacino a lenta subsidenza.

Le vulcaniti di Cuccumella  e di Poggio Finocchio sono state riconosciute come limburgiti  da Carveni et alii, (1980).

Nella zona occidentale dell’area studiata la successione è costituita da una unità vulcano-stratigrafica ialoclastica, associate a sedimenti infrapleistocenici.

Tale unità, costituita da ialoclastiti di chiara origine esplosiva (Ialoclastiti di M. Casale di S. Basilio) affiora a Monte Casale di S.Basilio.

L’esposizione migliore di queste ialoclastiti si può osservare lungo il versante nord orientale di M.Casale di S. Basilio, dove doveva esistere un centro eruttivo di mare relativamente profondo .

Le ialoclastiti in questione si presentano con una stratificazione evidente e con un alternanza, da centimetrica a decimetrica di materiale tachilitico grossolano e più fine; all’interno si notano clasti vulcanici di varia natura e di dimensioni variabili.

La presenza del centro esplosivo è evidenziata da pendenze simili nei vari versanti che convergono in un’area  centrale, dove vi sono chiari indizi di punti di risalita di magmi; questi punti di risalita si ritrovano  all’incrocio di due faglie orientate rispettivamente N-S ed  E-W

E’ interessante notare inoltre la presenza di una colata ialoclastica evidenziata rispetto alle ialoclastiti su cui poggia, da un aspetto più massivo e da una chiara fessurazione colonnare.

Il punto di emissione di tale colata ialoclastica  è messa in evidenza dalla presenza di una breccia grossolana di apertura.

Le ialoclastiti esplosive, poggianti su un bancone calcarenitico infrapleistocenico a sud di Monte Castellana rappresentano l’inizio delle manifestazioni  vulcaniche tholeitiiche.

Ciò potrebbe essere legato alla relativa lontananza dai centri di emissione. Verso l’alto le ialoclastiti sono ricoperte da vulcaniti sottomarine (lave tholeiitiche submarine), data da colate a pillows, coperte a volte da brecce ialoclastiche e , in genere, da argille azzurre infrapleistoceniche.

Queste vulcaniti affiorano a Masseria Spasicella.

Le colate a pillows fuoriescono probabilmente da fratture che interessano le ialoclastiti sottostanti.

Le zone dove affiorano le colate a pillows corrispondono a degli alti tettonici o morfologici orientati  E-W. Prevalentemente nella parte occidentale dell’area in esame affiorano delle argille ( Argille azzurre infrapleistoceniche), già descritte da Di Grande (1967 e 1972), con spessore medio di circa 100 metri.

A NNW della zona esaminata sono presenti strati sabbioso- argillosi di spessore variabile da zero ad un centinaio di metri. Si presentano in eteropia con le argille azzurre infrapleistoceniche a NW, e con le calcareniti a NE.



Questa successione è costituita da calcareniti a cui sono associate delle unità laviche.

Al di sopra delle calcareniti medio pleistoceniche si rinvengono infine delle lave alcaline  ( Lave di Monte Rannè ).

Queste lave, che in alcune zone si riscontrano come blocchi smembrati, presentano in genere una certa continuità tale da indicare delle colate subaeree ben distinte.

Un altro affioramento lavico simile a quello sopra descritto per posizione stratigrafica e chimismo si rinviene nella parte sommitale di Monte Rannè, dove costituisce una colata subaerea che scende lungo il pendio nord-orientale  del monte.




Sono date da ghiaie poligeniche e subordinatamente da conglomerati, sabbie e limi.

Sono molto sviluppate nella Piana di Catania, a nord della zona esaminata.




Nel Miocene medio nella Sicilia sud - orientale ha inizio un’intensa tettonica distensiva che provoca la formazione di un paleosistema a horst e graben; l’attività tettonica dopo un periodo di stasi riprende nel Plio –Pleistocene provocando una serie di movimenti distensivi che si innestano lungo linee di fratture preesistenti, disegnando un sistema paleogeografico simile all’attuale.

Le principali strutture allungate in direzione NE-SW sono il graben di Scordia-Lentini, l’horst di Primosole-Serravalle, la depressione della piana di Catania, che costituisce parte dell’Avanfossa Gela-Catania ( Lentini e Vezzani,1980 ) e la gradinata di Lentini.

A tale strutture principali o affiancate, si inseriscono analoghe strutture minori, di cui le più rappresentative sono gli horst di  Monte Casale di S. Basilio, Monte Castellana, Monte Rannè, Catalicciardo ed il graben del lago di Lentini.

Immediatamente a nord si sviluppa la depressione tettonica della piana di Catania, colmata prima dalla falda di Gela e successivi sedimenti marini, poi dalla copertura alluvionale.

Una successiva fase tettonica alla fine del Pleistocene inf. ha causato lo sprofondamento dei bacini a nord e a sud della dorsale Primosole-Serravalle, favorendo così la sedimentazione delle argille giallo-azzurre, successiva a quella delle calcareniti bianco-giallastre.

Alla fine del Pleistocene inf. la zona appare totalmente emersa, con intenso sviluppo dell’attività eruttiva subaerea medio pleistocenica.




Da un punto di vista morfologico l’area esaminata presenta degli aspetti che sono il risultato dell’evoluzione paleotettonica. Il rilievo collinare altimetricamente più alto  sul livello del mare è Monte Casale di S.Basilio (225 metri ),  Monte Palazzelli (176 metri ), Monte S.Giorgio (157 metri )  e Monte Castellana (116 metri).

Il sistema collinare di Castellana è un rilievo molto giovane, pertanto sottoposto ad una intensa erosione ad opera degli agenti atmosferici.

Le acque meteoriche hanno inciso profondamente le rocce  affioranti formando delle strette e profonde vallecole, il cui andamento è molto irregolare.

Altre forme di erosione sono state rilevate lungo tutto il costone sud del rilievo; trattasi di forme la cui formazione è dovuta all’erosione eolica.

Da un esame delle carte dei venti è possibile stabilire che nell’area considerata i venti hanno direzione preferenziale E-W e in subordine NE-SW. Ad est di Monte Casale di S.Basilio, il posto è facilmente raggiungibile dalla strada vicinale di Castellana, esiste un esteso affioramento di vulcanoclastiti che è stato modellato da azioni di deflazione e corrosione del vento.

La roccia ha assunto delle forme paragonabili, se pur lontanamente per le loro dimensioni, ai famosi “Yardang” del Turkestan; trattasi di forme tipicamente allungate parallele fra di loro e alla direzione del vento scavate nel terreno e prodotte dall’azione che il vento esercita contro la roccia consumandola esternamente, nello stesso sito altre rocce sono state modellate con forme coniche e il materiale sabbioso asportato dal vento si è depositato ai piedi del rilievo fomandone un sottile strato.

In prossimità della masseria Palazzelli è possibile osservare l’ammasso calcarenitico modellato e lisciviato in forme particolari dal vento; forme simili si possono osservare nell’elevato bancone calcarenitico di Monte Casale di S. Basilio.

Un altro fattore che ha contribuito all’erosione del costone è sicuramente l’attività antropica: l’uomo nel corso della sua storia ha ricavato soprattutto lungo il costone sud una serie di caverne facilitato dal fatto che l’ammasso calcarenitico presenta strati sabbiosi facilmente scavabili.

L’attività antropica si è manifestata anche con la creazione di alcune cave i cui fronti di scavo non sono profondi, dalle quali è stato cavato materiale calcarenitico in blocchi utilizzato per l’uso locale.




Il margine settentrionale Ibleo è costituito, nella quasi totalità, da rocce sedimentarie e vulcaniti suprapliocenico-pleistoceniche e da subordinati sedimenti e prodotti vulcanici miocenici .

Numerosi sono stati i punti di emissione ( lineare e centrale; submarine e  subaeree ) riscontrati, allineati lungo direttrici ben definite ( NE-SW , ENE-WSW ed E-W ).

Queste direttrici, che nella Sicilia sud - orientale hanno un carattere regionale risultano essere in quest’area, importanti linee di risalita di magmi. Si nota comunque una netta prevalenza di zone di emissione lineare rispetto ai centri eruttivi centrali.

Il vulcanismo submarino, rappresentato da ialoclastiti, brecce ialoclastiche e lave a pillows prevale ed ha un carattere essenzialmente lineare.

Il vulcanismo subaereo, costituito da colate laviche generalmente smembrate, ha avuto origine da centri eruttivi isolati più o meno facilmente identificabili.

Ad alcune colate laviche subaeree sono intercalati livelli conglomeratici e calcarenitici a conferma di ripetute oscillazioni marine in un bacino a lenta subsidenza .

Sulla base dei dati stratigrafici e chimici è possibile notare un’evoluzione spazio-temporale delle vulcaniti da termini prevalentemente alcalini a esclusivamente tholeiitici procedendo, nell’area esaminata da est verso ovest.

E’ interessante notare che lungo direttrici ad andamento NE-SW ed ENE-WSW sono risaliti magmi alcalini, mentre dalle direttrici di alimentazione ad andamento E-W sono risaliti magmi tholeiitici               ( Cristofolini 1967-1969 ).

Dati morfologici (specchi di faglia ben conservati ) fanno ritenere quest’ultima direttrice come uno dei lineamenti tettonici più recenti dell’area.







 Dr. Umberto Giongrandi & Dr. Gianni Lanzafame

C.N.R. National Research Council

International Institute of Volcanology

Catania, Italy




Ubicazione del vulcano Etna ( Sicilia )


Il vulcano Etna è situato ad una latitudine di 37° 44’ N e ad 15° 00’ E di longitudine.

L’esatta posizione geografica è la costa orientale della Sicilia, sul margine dello Stretto di Messina; le dimensioni attuali sono di 38km * 47km ( estensione nord-sud ). L’altitudine è variabile a seconda dell’attività del vulcano; 3350 m nel cratere di nordest nel 1981, 3318 m nel cratere centrale nel 1992.

L’attività vulcanica nell’area etnea ha avuto inizio circa 700.000 anni orsono e le prime manifestazioni eruttive si sono prevalentemente realizzate in ambiente submarino.

La regione era infatti interessata allora da un ampio golfo ( Golfo Pre-Etneo, Auctores ) che si apriva lungo la costa della Sicilia e che separava l’altopiano ibleo, sud, dalla Catena dei Peloritani, a Nord.

Il successivo sollevamento tettonico dell’area, congiuntamente al progressivo accumulo dei prodotti eruttivi, determinava quindi l’emersione della regione e le manifestazioni vulcaniche che si succedevano assumevano conseguentemente carattere subaereo.

La storia eruttiva dell’Etna è ricca di episodi riferiti dalle cronache storiche che, da circa tre millenni, ne descrivono l’attività con dovizia di particolari fornendo testimonianza di una netta prevalenza dei fenomeni di efflusso lavico rispetto a quelli esplosivi.

Il carattere prevalentemente effusivo del vulcanesimo etneo è un elemento dominante che scaturisce anche dalla valutazione dell’intera storia geologica del vulcano, anche se non mancano evidenze di cicli di intensa attività esplosiva culminanti con la formazione di collassi calderici.

Dopo una intensa fase di attività in ambiente submarino, il vulcanesimo etneo ha prodotto prevalenti effusioni laviche, che, grazie alla loro elevata fluidità e alla limitata entità delle associate manifestazioni esplosive, hanno conferito all’edificio primordiale una blanda morfologia domiforme, tipica appunto dei cosiddetti vulcani a scudo .

L’evoluzione nelle caratteristiche del magma e le conseguenti modificazioni nel carattere delle manifestazioni eruttive, con contributi sempre crescenti dei fenomeni esplosivi, hanno condotto quindi all’evoluzione della morfologia dell’edificio vulcanico che si è accresciuto formando versanti sempre più erti ed assumendo la forma tipica di uno strato-vulcano.

La crescita dell’edificio vulcanico è segnata dall’alternarsi di fasi costruttive e distruttive. Queste ultime sono mirabilmente testimoniate dalle ampie depressioni calderiche che si aprono oggi sul fianco orientale del vulcano e che si sono realizzate per il collasso di ampi settori, posti per lo più in posizione sommitale, di edifici vulcanici preesistenti.

Una delle maggiori caratteristiche fisiografiche dell’Etna è appunto data dalla presenza di un vasto anfiteatro, posto sul versante orientale dell’edificio vulcanico.

Tale depressione, che prende il nome di Valle del Bove, è limitata da pareti subverticali che si sviluppano lungo un perimetro di circa 18 km e presenta un ampio varco verso Est.

Essa è verosimilmente il risultato della coalescenza di più caldere, formatesi attraverso il ripetersi di fenomeni individuali di collasso, la cui esistenza testimonia della ricorrenza di cicli eruttivi destinati a culminare nella formazione di caldere.

Un’ulteriore conferma che meccanismi di tal genere sono ricorrenti sull’Etna, pur se non frequenti, è fornita dalla presenza di altre distinte strutture calderiche ( Cratere Ellittico, Valle del Leone e Cratere del Piano ), formatesi in tempi più recenti ma già parzialmente obliterate dai successivi prodotti eruttivi.

Tutti questi collassi calderici sono localizzati lungo una direttrice WNW-ESE e mostrano una complessiva migrazione nel tempo verso posizioni sempre più occidentali.

Pur possedendo uno spiccato carattere centrale, l’Etna è costituito da un elevato numero di manifestazioni, alcune delle quali apparentemente indipendenti dal principale sistema di alimentazione, che hanno dato luogo alla formazione di varie centinaia di coni avventizi lungo i fianchi dell’edificio vulcanico, fino a quote di circa 100 metri sul livello del mare.

Il carattere prevalente delle manifestazioni eruttive etnee è di tipo effusivo con associati locali fenomeni di degassamento in corrispondenza delle bocche eruttive, che danno luogo alla formazione di coni di scorie, spesso allineati secondo una distinta frattura di alimentazione.

Le dimensioni di tali edifici parassiti sono estremamente variabili e possono raggiungere in alcuni casi volumi considerevoli, fino a 90 milioni di metri cubi ( 900 metri di diametri di base, 300 metri di altezza ).

Anche se le manifestazioni più ricorrenti, specie in tempi storici, hanno mostrato un carattere prevalentemente effusivo, esistono prove di carattere geologico ( caldere di collasso, estese coperture di piroclastiti, locali Pyroclastic flows etc ) che indicano che nel passato si sono verificate fasi di attività dominate da manifestazioni esplosive.

Ben più frequenti delle eruzioni che si manifestano a varie quote lungo i fianchi dell’edificio vulcanico, sono gli episodi eruttivi che si realizzano attraverso i crateri sommitali dell’Etna.

Quest’ultima attività, pressochè continua nel tempo, è stata opportunamente definita con il termine di attività persistente ed è rappresentata  da uno spettro relativamente ampio di manifestazioni che comprendono attività stromboliana, effusioni lente, fontane di lava, esplosioni vulcaniane, etc.

Va inoltre ricordato che gli eventi eruttivi di maggior rilievo che hanno, in tempi storici, interessato l’area sommitale etnea, producendo vistose modificazioni fisiografiche, comprendono la formazione di una caldera di collasso ( Cratere del Piano ) realizzatesi nel 1669, a conclusione di un ciclo di eruzioni che sono tra le più violente in epoca storica. Dopo tale fase eruttiva parossistica, l’attività si è sviluppata con maggiore regolarità, comprendendo sia eruzioni di fianco che sommitali.

In particolare, durante questo secolo le manifestazioni pressochè continue del cratere subterminale di NE ( dal 1911 al 1978 ), unitamente alle più sporadiche eruzioni del cratere centrale ( Bocca Nuova e Voragine ) e del cratere di SE ( formatosi nel 1971 ), hanno costituito un fondo praticamente omogeneo con un tasso medio di efflusso di circa 0.2-0.3 m3/sec.


1.     Struttura del vulcano Etna



L’Etna, detto anche Mongibello ( la montagna delle montagne ) è il più alto ed importante vulcano attivo d’Europa ( 3.300 m s.l.m. ).

Sorge sulla costa Nord-Orientale della Sicilia ed appare come un imponente cono asimmetrico, dai fianchi ripidi e regolari sul lato Nord-Occidentale, meno inclinato e caratterizzato da maggiore variabilità di forme sul versante Sud-Orientale.

L’Etna ha la propria base sullo zoccolo siculo-calabrese, costituito da rocce cristalline         ( graniti e gneiss ) e sedimentarie ( flysch e carbonati ) all’intersezione di numerose fratture dirette soprattutto da NNW a SSE e da WNW a ESE. A nord si appoggia sui monti Peloritani, parte siciliana dell’arco della Calabria. La pianura di Catania, a sud, lo separa dai Monti Iblei, di origine vulcanica ( Plio-Pleistocene ). Tutta questa parte della Sicilia, come d’altronde l’Italia meridionale, è instabile e soggetta a una sismicità attiva, indotta da una forte neotettonica, come testimoniano le terrazze di Reggio Calabria e delle basse pendici dell’Etna; un’ulteriore prova è costituita dai forti terremoti avvenuti a Catania e a Messina nel 1169 ( 15.000 vittime a Catania ), nel 1693 ( 60.000 vittime di cui 18.000 a Catania ) e nel 1908 ( 84.000 morti a Messina ).

Il magma alimenta l’Etna attraverso faglie profonde che partono da un serbatoio situato una ventina di chilometri sotto la superficie.

Ha una base ellissoidale ( 47 * 38 km ) con asse maggiore orientato in direzione Nord-Sud e copre una superficie di circa 1250 km2, con un perimetro di oltre 210 km.

L’edificio vulcanico si sovrappone ad un basamento di rocce sedimentarie costituito, verso Nord ed Ovest, da rocce deformatesi oltre sette milioni di anni fa ed appartenenti alla Catena Appenninica, mentre sotto i settori orientale e meridionale si trovano sedimenti argilloso-sabbiosi depositatesi 1,5 – 0,7 milioni di anni fa entro un ampio golfo che si estendeva dove attualmente sorge il vulcano, il Golfo Pre-Etneo.

Il basamento sedimentario supera, sotto la parte centrale del vulcano, i 1.000 metri di quota sul mare e presenta una pendenza complessivamente inclinata verso Sud-Est.

Conseguentemente, la pila di prodotti vulcanici supera di poco i 2.000 metri di spessore massimo, per un volume complessivo di circa 350 km cubi.

L’Etna è uno strato vulcano o vulcano composto, costituito, cioè, dalla sovrapposizione di prodotti effusivi lavici e piroclastici emessi prevalentemente lungo il medesimo asse eruttivo.

La sua posizione non è casuale: esso si trova in un’area di distensione della Crosta Terrestre, dove confluiscono importanti sistemi di faglie, spaccature della Crosta Terrestre profonde vari chilometri che raggiungono la parte superiore del Mantello, da dove provengono i magmi etnei.

L’Etna è un edificio complesso ( vulcano multiplo ), dovuto al sovrapporsi e giustapporsi di prodotti eruttivi emessi nel tempo attraverso diversi sistemi di risalita magmatica ( assi eruttivi ), in corrispondenza dei quali si sono formati diversi apparati ( centri ), alcuni dei quali sono tuttora riconoscibili ed interpretabili in base ai caratteri dei materiali emessi o per la morfologia delle pendici.

Questa realtà è stata inizialmente riconosciuta fin dalla metà del secolo scorso, quando i primi studiosi hanno cominciato ad indagare con vedute moderne la struttura dell’edificio vulcanico.

Lyell ( uno dei fondatori della geologia ), Sartorius von Waltershausen ( un appassionato che dedicò vita ed averi allo studio dell’Etna ) e C. Gemmellaro (  illustre naturalista catanese ed uno dei fondatori della vulcanologia ) individuarono nell’Etna due principali centri di attività: uno corrispondente all’attuale asse eruttivo, denominato Mongibello, l’altro legato ad un più antico sistema di risalita e di alimentazione, denominato Trifoglietto.

La struttura vulcanica etnea si è impostata all’estremo margine meridionale della catena dei Peloritani-Madonie, là dove essa degrada verso la Piana di Catania, in prossimità del bordo Ionico della Sicilia, in un punto di incrocio di sistemi di fratture di importanza regionale molto attive: in particolare quello Ibleo-Maltese, che si estende versoSSE e quello allungato secondo la linea di costa di Taormina e Messina verso NNE.

La zona è tuttora instabile ed in sollevamento, come dimostrato dalla notevole attività sismica e dal rinvenimento di notevoli depositi recenti, riconoscibili ad alcune centinaia di metri al di sopra della linea di costa, lungo il basso versante sud-orientale.

Complessivamente dall’inizio dell’attività eruttiva, recentemente determinata mediante datazioni radiometriche ad oltre mezzo milione di anni fa, si può stimare che il sollevamento del substrato sia valutabile in alcune centinaia di metri.

Si ritiene che i magmi che hanno alimentano e che ancora alimentano l’attività eruttiva dell’Etna, originati nella parte più esterna di quell’involucro della Terra che viene definito come mantello, provengano da profondità attorno al centinaio di chilometri, risalendo lungo sistemi di fratture distensive indotti ed attivati variamente dalle deformazioni tettoniche regionali; un’interpretazione che richiede ulteriori approfondimenti, di dati sismologici e metrologici suggerisce l’esistenza di un’estesa zona di “ristagno“ del magma ( serbatoio o camera magmatica ) tra 15 e 20 km di profondità rispetto al livello del mare.

Da qui il magma sarebbe poi risalito, e tuttora risalirebbe, alla superficie sostando eventualmente in altre camere di minori dimensioni, per alimentare l’attività dei vari centri che si sono succeduti nel tempo; un riflesso dell’esistenza di tale struttura profonda potrebbe essere dato anche dalla distribuzione areale delle bocche avventizie, corrispondenti ciascuna ad un punto di emissione di magma, generalmente attivo in una sola eruzione.


2.     Evoluzione



La storia dell’Etna comincia oltre mezzo milione di anni fa, quando, ai margini di un ampio Golfo pre-Etneo allora esistente dove adesso sorge il vulcano, si aprivano lunghe fessure eruttive che davano luogo ad eruzioni sia sottomarine che subaeree.

Le vestigia di tali eruzioni affiorano ancora oggi alla periferia del vulcano attuale: il Castello Normanno di Acicastello è costruito sopra un particolare tipo di lave, chiamate “pillows”, ossia “cuscini”, per la loro particolare forma e struttura raggiata interna , la cui formazione è possibile soltanto sotto il livello del mare.

Anche l’Isola Lachea, posta nello specchio di mare antistante Acitrezza, evidenzia eruzioni sottomarine molto antiche, poiché le scure lave che affiorano alla base dell’isola sono ricoperte da sedimenti argillosi di colore chiaro che si depositavano nel Golfo pre-Etneo.

Le eruzioni di questo primo periodo di attività non utilizzavano sempre lo stesso condotto, per cui le lave non si accumulavano una sopra l’altra a formare un unico grande cono, ma si espandevano lateralmente alle fessure eruttive ricoprendo separatamente vaste aree di territorio.

Circa 200.000 anni fa si verificava un cambio significativo nello stile eruttivo del vulcano: da eruzioni prevalentemente fissurali si passava ad eruzioni a carattere centrale, che avvenivano utilizzando per molte migliaia di anni un unico condotto di risalita magmatica principale.

Questo stile eruttivo determinava la costruzione di apparati di dimensioni maggiori rispetto ai precedenti. Di essi, tuttavia, rimangono soltanto poche testimonianze, soprattutto a causa della successiva copertura di prodotto vulcanici più recenti.

La Timpa di Acireale lunga e dritta scarpata, ad esempio, è per lo più costituita dalla sovrapposizione di varie colate laviche di questo periodo.

Altri prodotti vulcanici molto antichi ( > 120.000 anni ) affiorano in corrispondenza di Monte Calanna, costituito da prodotto vulcanici molto alterati e deformati.

Il Neck di Motta S. Anastasia costituisce il riempimento di un condotto vulcanico molto decentrato rispetto all’attuale asse eruttivo.

Questo vecchio apparato risale ad almeno 150-200.000 anni fa ed oggi affiora quasi isolato dal resto del vulcano ed immerso in sedimenti argillosi e sabbiosi di origine sedimentaria.

Altre testimonianze di antichi centri eruttivi, riferibili a poco più di 100.000 anni fa, sono i Centri di Rocca Capra. Si tratta dei relitti molto erosi di piccoli apparati tra loro sovrapposti che affiorano ancora oggi lungo l’estremità orientale della parete Nord della Valle del Bove, una profonda depressione erosiva che si apre sul alto-medio versante orientale del vulcano attuale.

Questa valle, con le sue ripide pareti subverticali alte oltre 1000 m, espone splendidamente in sezione i prodotti vulcanici relativi agli ultimi 100.000 anni, consentendo ai geologi di ricostruire dettagliatamente la stratigrafia di questo periodo del vulcano.

Lungo la parete meridionale della Valle affiorano in sezione i resti del primo, grande stratovulcano etneo: il Trifoglietto.

Si trattava di un apparato imponente, alto oltre 2.500 m sul livello del mare, che culminava con una sommità posta nel settore centro-occidentale dell’attuale Valle del Bove.

La sua attività risale ad oltre 60.000 anni fa ed è stata caratterizzata da fasi esplosive ed effusive.

Dopo un periodo di quiescenza del vulcano, segnato dal parziale smantellamento del Trifoglietto, due apparati minori si sovrapponevano al vecchio cono: il Salifizio, sul fianco meridionale, ed il Serra Giannicola Grande, su quello Nord-Occidentale.

Un terzo centro eruttivo, il Cuvigghiuni, si sovrapponeva successivamente agli altri sul fianco occidentale, culminando con crateri sommatali posti ad oltre 2.700 metri di altezza. L’attività di questi centri si sviluppava tra circa 60.000 e 34.000 anni fa.

L’attuale asse eruttivo del vulcano cominciava a stabilizzarsi circa 34.000 anni fa, quando si spostava verso Nord-Ovest rispetto ai centri eruttivi più antichi.

Da quella posizione, praticamente sottostante gli attuali Crateri Sommatali dell’Etna, il vulcano ha emesso una grande quantità di prodotti, probabilmente come mai nella sua storia, costruendo il centro eruttivo dell’Ellittico. La sua altezza superava i 3.600-3.700 metri, mentre i suoi prodotto si espandevano radicalmente per molti chilometri, raggiungendo il letto dei fiumi Alcantara e Simeto e ricoprendo gran parte dei centri eruttivi più antichi.

La sua attività terminava circa 15.000 anni fa, con un catastrofico evento esplosivo che troncava l’apparato a 2.900 metri di quota.

Al posto della parte terminale del cono si formava una grande depressione ( caldera ) dal bordo ellittico e con asse maggiore di circa 4 chilometri, dovuta al rapido svuotamento della camera magmatica ed al conseguente collasso della struttura vulcanica sovrastante; un limitato affioramento dell’orlo di caldera affiora ancora a Pizzi Deneri, dove è stato edificato il nuovo Osservatorio Vulcanologico del C.N.R.

Dall’interno della camera riprendeva, quindi, l’attività effusiva. In quel momento gli studiosi fanno coincidere la nascita del vulcano attuale, che non è altro che la prosecuzione dell’attività precedente poiché riutilizza, in sostanza, lo stesso asse di alimentazione.

Le colate laviche riempiono, in primo luogo, la depressione calderica, traboccando successivamente da essa e costruendo l’apparato attuale.



3.     Valle del Bove



La valle del Bove è una profonda depressione a forma di ferro di cavallo aperta verso il Mare Ionio e posta sull’alto fianco orientale del vulcano.

La valle misura 6,5 km in senso Est-Ovest e circa 5 km in senso Nord-Sud, che tende a ridursi verso l’imboccatura della valle stessa. Il fondo è ricoperto quasi totalmente da campi lavici storici, mentre lungo le pareti affiorano testimonianze di antichi apparati che hanno preceduto la costruzione dell’apparato attuale. L’origine della Valle del Bove è ancora oggi oggetto di ampio dibattito.

Secondo alcuni studiosi, essa si sarebbe formata a seguito di uno o più collassi calderici coalescenti, connessi con importanti episodi esplosivi. Altri studiosi la interpretano, invece, come una depressione di recente formazione (< 10.000 anni fa ), prodotta da successivi scivolamenti gravitativi superficiali.

Il materiale proveniente dalla Valle del Bove si è riversato in forma di grande conoide detritico lungo il basso fianco orientale dell’Etna, parte in terra e parte nello specchio di mare antistante appartenente al bacino ionico, Questa conoide è costituita caratteristicamente da blocchi lavici subarrotondati di litologia variabilissima, immersi in matrice sabbiosa ed è conosciuta con il nome di “Chiancone”.



4.     Faglie e fratture eruttive


Il vulcano è impiantato sopra importanti fratture della Crosta che influenzano la forma e l’attività eruttiva e che possono essere suddivise in almeno tre gruppi principali:


·        Faglie

·        Fratture eruttive

·        Faglie anomale



1) Faglie


Le faglie tagliano la Crosta Terrestre in profondità e segnano i limiti tra le placche tettoniche.

All’Etna le faglie di questo tipo tagliano prevalentemente il settore orientale del vulcano, dove affiorano i piani di faglia della Scarpata di Malta, un sistema orientato NNW-SSE che si estende dall’Africa settentrionale verso Nord fino alla regione etnea ed oltre.

Queste faglie spostano la Crosta con rigetti verticali di centinaia di metri, producendo, nella zona di Acireale, le scarpate note col nome di Timpe.



2) Fratture eruttive


     Queste fratture, a distribuzione prevalentemente radiale, sono legate alle ripetute

     intrusioni magmatiche che gonfiano la parte sommatale del cono

     vulcanico, fratturandolo. Per questo motivo, molte delle fratture eruttive si

     distribuiscono radicalmente rispetto alla cima del vulcano, propagandosi

     dall’alto verso il basso.

     La lunghezza di queste fratture è generalmente limitata a qualche chilometro, ma

     a volte può superare anche i 10 Km.



3) Faglie anomale


     Si tratta di faglie ad orientazione e funzionamento “anomali, la cui genesi è da

     ricercare nell’instabilità di un settore del vulcano, “scollato” dal resto

     dell’apparato ed in lento ma progressivo movimento verso ESE.




5.     Attività


Le manifestazioni eruttive etnee sono prevalentemente di tipo effusivo, cui possono associarsi fenomeni di degassamento in corrispondenza delle bocche eruttive che formano coni e bastioni di scorie, spesso allineati.

Le bocche eruttive danno origine a flussi lavici caratterizzati da elevate temperature

( 1.150 – 1.050 °C ), sono generalmente fluidi e possono, di conseguenza, spingersi a vari chilometri di distanza in relazione al tasso di effusione, all’inclinazione ed alla morfologia del pendio sul quale scorrono e alle caratteristiche chimico-fisiche del magma  ( composizione, indice di porfiricità, temperatura e viscosità del fuso ).

La morfologia superficiale delle lave etnee è generalmente di tipo “Aa”, cioè  costituita da blocchi spigolosi e scoriacei.

Meno frequentemente lave più fluide possono formare superfici di tipo “Pahoehoe”, caratterizzate  da una crosta sottile con piccole increspature modellate in pieghe dal movimento della lava sottostante, ancora fusa.

Tipi di lava pahoehoe sono le lave a corde, a budella, filamentosa, a pelle di squalo, a pelle di elefante, ecc.

Sotto la crosta superficiale, a diretto contatto con l’atmosfera o con il terreno, la lava ha la possibilità di raffreddarsi più lentamente, contraendosi e fessurandosi in caratteristiche colonne a base esagonale.

Raramente, in media ogni 2.000-3.000 anni, hanno luogo eruzioni esplosive molto violente, di tipo Pliniano o SubPliniano, l’ultima delle quali è avvenuta nel 122 a.C..

In queste occasioni il vulcano emette grandi quantità di magma in un breve arco di tempo, proiettando con violenza nell’atmosfera ad un’altezza di vari chilometri.

La colonna di lapilli, ceneri e gas incandescenti così prodotta può collassate per gravità e scorrere impetuosamente lungo i fianchi del vulcano formando flussi piroclastici e nubi ardenti, portando la distruzione pressoché totale al suo passaggio, oppure mantellare di ceneri e pomici vaste aree di territorio accumulandosi con spessori decimetrici o metrici.

Negli ultime migliaia di anni ( Mongibello  Recente ) l’attività è caratterizzata da esplosività generalmente molto bassa con emissione relativamente tranquilla di colate di lava abbastanza fluida, a temperatura tra 1.000 e 1100° C, che costituiscono una sottile coltre discontinua sui prodotti più antichi.

In particolare si riconoscono essenzialmente due tipi di attività ben documentati:


a)    quella delle bocche sommatali ( Voragine Centrale, Cratere di Nord-Est, Bocca Ovest, Cratere di Sud-Est ), sostanzialmente continua e di entità molto variabile nel tempo, che consiste in emissioni esplosive più o meno violente ( dall’esplosione di vapori e lancio di ceneri alle fontane di lava ) e più raramente in effusione di colate, normalmente di piccolo volume, ma talora per durate di diversi mesi ed anni.


b)    quella di bocche laterali, che si aprono ad intervalli molto irregolari sui fianchi del vulcano, fino a quote molto base, anche in prossimità dei bordi della copertura vulcanica ( Mojo Alcantara, Gravina di Catania ), alimentando colate in grado di  investire zone oggi fortemente urbanizzate.

          L’attività di queste bocche può durare da poche ore fino a diversi mesi,

          eccezionalmente anni.

          In corrispondenza delle bocche più recenti si può ancora chiaramente osservare

          la colata di lava pietrificata, priva della copertura di suolo, che si espande verso 

          valle, mostrando un’arida superficie incolta, più o meno colonizzata da

          vegetazione pioniera.



Le colate raggiungono volumi, ampiezze e lunghezze assai variabili da caso a caso in dipendenza della durata e della portata dell’eruzione, nonché di altri fattori legati essenzialmente ai dettagli morfologici della zona su cui scorrono.

In particolare colate bene alimentate scorrono rapidamente ed assumono in pianta una forma molto allungata nel senso della massima pendenza, con scarse diramazioni poco sviluppate; colate scarsamente alimentate invece avanzano lentamente e si suddividono in una miriade di unità di flusso minori che si ramificano e sovrappongono originando dei “campi di lava” poco allungati, ma estesi in ampiezza, che localmente possono raggiungere spessori complessivi di qualche decina di metri.




5.  Tipi di Eruzione



1)    Degassamento crateri sommitali


Si tratta del ben visibile “pennacchio” di gas e ceneri che si osserva uscire in modo continuo dalla sommità del vulcano e rende evidente che l’Etna è un vulcano a condotto aperto.

Fasi più intense di attività stromboliana possono accompagnare la semplice emissione di gas, per periodi che a volte durano anche mesi, contribuendo a modificare la morfologia e l’altezza della parte apicale del vulcano. Questa attività è caratterizzata da lancio pulsante nell’atmosfera di brandelli di magma.

Più raramente può manifestarsi una attività persistente, con la formazione di fontane di lava, caratterizzate da emissione continua di magma sotto pressione.



2)    Eruzioni terminali


     Effusioni laviche lente della zona sommitale del vulcano. Il magma riempie i

     Crateri Sommatali traboccando da essi e distribuendosi successivamente sopra i           

     fianchi del vulcano. La recente attività eruttiva del Cratere di Nord-Est di agosto-

     settembre 1996 è un esempio tipico di un’ eruzione terminale: il magma eruttato     

     ha dapprima riempito il cratere e successivamente è traboccato dall’orlo formando

     una piccola colata di lava che si è riversata nella Valle del Leone.




3)    Eruzioni subterminali


    Avvengono da fessure che si aprono nella zona apicale, incidendo i coni dei   

    Crateri Sommitali. Durante la risalita il magma usa, quindi, sempre i condotti

    Centrali del vulcano, che abbandona solo in prossimità della superficie, per la

    presenza di fratture che possono aprirsi a causa della stessa pressione del magma

    in risalita. Il degassamento avviene, comunque, attraverso i Crateri Sommatali.

    Nel Luglio 1996 si è aperta una frattura sul fianco del Cratere di Nord-Est

    confinante con la Voragine. Dalla frattura è emerso un flusso lavico che defluiva

    dentro questo cratere limitrofo, disperdendosi singolarmente entro il condotto di




4)    Eruzioni laterali


     In questo caso il magma risale in superficie utilizzando sempre i condotti centrali,

     ma emerge in superficie attraverso fessure laterali dell’apparato vulcanico.

     La lunghezza di queste fessure può raggiungere vari chilometri, lungo i quali la

     degassazione del magma può produrre la costruzione di lunghe “bottoniere” di

     coni piroclastici.



5)   Eruzioni eccentriche


     Il magma utilizza condotti differenti ed indipendenti da quelli centrali, emergendo

     superficie in zone distali rispetto all’area sommitale e costruendo coni piroclastici

     avventizi di altezza a volte superiore ai 300 metri, molto numerosi lungo i medi

     versanti etnei.




6.     La successione dei prodotti


Le prime manifestazioni eruttive, di cui esiste testimonianza tra Acicastello ed Acitrezza, lungo la costa e nei Faraglioni, miticamente interpretati come i massi lanciati da Polifemo contro la nave di Ulisse – Nessuno, sono avvenute oltre 500.000 anni fa, nel mare sottile di un ampio golfo pre-etneo.

A causa del sollevamento della regione, l’attività successiva si è svolta in ambiente subaereo, dando origine alla graduale costruzione del complesso vulcanico, quale oggi lo vediamo.

Le manifestazioni di Acicastello ed Acitrezza e quelle tra Adrano e Paternò ( emesse circa 300.000 anni fa ) hanno dato origine a sottili espandimenti di lave basaltiche alla base del vulcano ( definiti come livelli tholeitici basali, L.T.B. ) in parte effusi in ambiente sottomarino, che sono simili a quelli che costituiscono la gran massa dei vulcani delle isole oceaniche    ( p.e. Hawaii ).

L’ossatura del complesso vulcanico è però data dai prodotti dei Centri Eruttivi Antichi          ( C.E.A. ), formati essenzialmente da lave di natura basaltica, affioranti per estensioni molto limitate, dato che sono ampiamente ricoperti da quelli più recenti.

Queste manifestazioni e quelle successive hanno una caratterizzazione diversa rispetto ai livelli basali, derivando da magmi definibili di serie alcalina, con materiali che, in virtù di una complessa serie di processi di cristallizzazioni e sottrazione di fasi solide  ( differenziazione ), avvenuti durante la risalita dalle zone di origine alla superficie e dovuti essenzialmente a cambiamenti di pressione e di temperatura, possono mostrare ampie variazioni nella loro composizione chimica.

In funzione del grado di differenziazione raggiunto, che si concreta in un maggior contenuto in silice ed in una diminuzione di temperatura, e del diverso contenuto in sostanze volatili     ( acqua, anidride carbonica, composti dello zolfo, cloro, etc ), il magma può mostrare variazioni estreme di viscosità e quindi di esplosività: in linea di massima magmi fluidi tendono ad essere emessi con modesti fenomeni esplosivi, mentre magmi viscosi danno origine ad eruzioni molto violente.

Condizioni adatte alla differenziazione, con magmi notevolmente differenziati, relativamente ricchi in silice e viscosi, si sono verificate particolarmente dopo lo sviluppo dei C.E.A. ,a partire da circa 100.000-80.000 anni fa, quando iniziarono la loro attività per circa 50.000 anni i centri dell’Unità del Trifoglietto, addensati nell’area dell’attuale Valle del Bove, e successivamente fino a 3-5.000 anni fa nel centro del Mongibello.

In queste situazioni sono frequenti prodotti piroclastici, caratteristici di un’attività violentemente esplosiva ( sub-pliniana ), spesso accompagnata da collassi calderici, che ha dato origine al deposito di estese coltri di materiali tufacei, talora formati con meccanismi di “nube ardente” o di colata di fango ( lahar ), piuttosto eccezionali per un vulcano del tipi dell’Etna.

La parte del vulcano, riferibile all’attività delle ultime decine di migliaia di anni

( Mongibello ) ha una forma conica con fianchi a pendenza accentuata, che si eleva su un irregolare substrato, più elevato verso Sud, dove i resti di edifici più antichi raggiungono la quota di 2.500 m in prossimità della Montagnola, ed a quote inferiori ( circa 1.700 m ) nei restanti settori.

Esso è costituito di alternanze di lave e tufi ed è profondamente inciso verso Est, insieme a parte degli edifici più antichi, dalla vasta depressione della Valle del Bove, la cui origine è ampiamente dibattuta, ma è probabilmente da collegare ad una pluralità di cause, tra cui sono da annoverare la formazione di “caldere” per collasso delle parti sommatali di antichi edifici, a seguito di episodi violentemente esplosivi, e lo scivolamento lungo discontinuità strutturali ( faglie, fratture ), e successivo trasporto verso valle, di porzioni più o meno grandi dei loro fianchi.

Traccia di questi processi si ritrova in successioni di tufi nel basso versante orientale e nei depositi detritici ( localmente detti Chiancone ) che costituiscono l’estesa conoide di Giarre-Riposto.




7.     L’Etna nel quadro geodinamico del Mediterraneo



Il bacino del Mediterraneo rappresenta un’area dominata da processi di convergenza litosferica, che hanno probabilmente trovato sviluppo a partire dal Mesozoico ( circa 80 milioni da anni orsono ), per effetto delle diverse velocità di apertura manifestatesi lungo la dorsale medio-atlantica. La maggiore velocità di apertura lungo il segmento meridionale della dorsale rispetto alla velocità del segmento settentrionale, ha indotto un’accelerazione relativa del blocco africano rispetto alla massa continentale eurasiatica, imprimendo all’Africa una rotazione antioraria e portandola a serrarsi contro l’Eurasia. Il processo di convergenza tra Africa ed Eurasia ha prodotto estesi fenomeni di subduzione nella crosta oceanica ( Tetide ) interposta tra le due masse continentali, fino alla sua completa scomparsa.

L’attuale situazione geodinamica lascia ipotizzare che il processo di convergenza sia pervenuto a uno stadio senile di evoluzione, essendosi realizzata  la collisione tra le opposte masse continentali. Tale collisione si è sviluppata attraverso una serie di eventi diacronici, per la complessa geometria degli opposti margini continentali.

In conseguenza di ciò si è prodotta, lungo l’intera fascia di contatto, un’intensa disarticolazione che ha permesso l’individuazione di locali microzolle, in movimento le une rispetto le altre, nonché, rispetto alle più estese masse continentali africana ed eurasiatica.

Il mosaico di zolle riconoscibili nel bacino del Mediterraneo è quindi il risultato della complessa interazione continentale a coronamento del lungo processo di convergenza.

Il quadro dell’evoluzione dell’attività vulcanica nel bacino del Mediterraneo rispettando il ruolo unanimemente riconosciuto al vulcanismo quale tracciante dei processi geodinamici, rispecchia nella propria complessità quella più generale che caratterizza l’assetto neotettonico dell’area.

Le manifestazioni vulcaniche che si sono succedute nell’ambito del bacino del Mediterraneo sono prevalentemente rappresentate da magmi di natura orogenica , coerentemente con l’assetto strutturale dominato da processi di convergenza litosferica. Si sono peraltro sviluppate localmente situazioni di distensione tettonica che hanno favorito la risalita e l’eruzione di magmi basaltici.

Una di tali aree è appunto rappresentata dal margine orientale della Sicilia, dove intense e continue manifestazioni eruttive di natura basaltica si sono verificate sin dalla fine del Miocene, circa 10 milioni di anni fa. Queste manifestazioni hanno interessato una fascia che si estende nell’entroterra fino a 30-40 km dalla costa ionica e , spostandosi via via in posizione sempre più settentrionale, hanno raggiunto l’area dove oggi si trova il vulcano Etna.

Le manifestazioni più antiche di questo vulcanismo si rinvengono nell’Altopiano Ibleo, a Sud della Piana di Catania, ed i loro prodotti costituiscono una spessa ed estesa successione di rocce vulcaniche eruttate, in buona misura, in condizioni submarine.

La risalita dei magmi che hanno dato luogo al vulcanismo ibleo è avvenuta attraverso sistemi lineari di frattura, che hanno un carattere spiccatamente pensionale e che sono associati ad un denso reticolo di faglie e dislocazioni tettoniche.

L’espressione più vistosa, anche in termini morfologici, di questa tettonica disgiuntiva è rappresentata dalla scarpata submarina che limita ad oriente la Sicilia e che si estende a Sud in direzione di Malta. Questo pronunciato gradino morfologico

( scarpata Ibleo-Maltese ) rappresenta una importante discontinuità litosferica, tuttora sede di una vivace dinamica, che separa le aree emerse ed in continuo sollevamento della costa siciliana dal settore in progressiva subsidenza che degrada verso la Piana Abissale di Messina.

La propaggine più settentrionale di questa struttura litosferica si incunea nel corpo emerso dell’isola di Sicilia, in corrispondenza della costa catanese, ed alla sua estremità risulta ubicato il vulcano Etna.



8.     Rischio vulcanico


1)    Il rischio vulcanico nell’area etnea


Il “rischio vulcanico”, come qualunque altro rischio legato all’accadere di eventi naturali, dipende essenzialmente da due fattori:


1.    la quantità di energia liberata nell’evento e la sua forma; la vicinanza dell’uomo al punto in cui tale energia viene liberata. Pertanto, non esiste rischio per vulcani molto esplosivi ma che si trovano in aree desertiche, mentre il rischio può essere elevato per vulcani relativamente “tranquilli”, come l’Etna, ma attorno ai quali si trova un’area intensamente urbanizzata. Negli ultimi decenni le città ed i paesi che sorgono sulle pendici dell’Etna hanno conosciuto una fase di intensa espansione urbanistica, coprendo di insediamenti abitativi gran parte della fascia pedemontana del vulcano.


Tale situazione impone un’ attenta valutazione del tipo e frequenza dei fenomeni       vulcanici che interessano l’areale etneo, al fine di predisporre eventuali opere a difesa del patrimonio urbanistico esistente e, soprattutto, indirizzare il futuro sviluppo in aree meno esposte al rischio vulcanico.



2)    Invasione di colate laviche


E’ in assoluto il pericolo più rilevante per il territorio etneo. Potenzialmente interessa l’intero vulcano e le aree immediatamente limitrofe, ma cresce con la prossimità alle bocche eruttive, siano esse sommitali che connesse alle fratture e ai coni eccentrici che si formano sui suoi fianchi.

E’ fortemente influenzato dall’assetto morfologico dei luoghi. La velocità di avanzamento dei flussi lavici che, anche nei casi più favorevoli, non superano i valori di qualche km/ora, sono sempre tali da consentire l’evacuazione della popolazione e la salvaguardia delle vite umane.

Molto più incisivo è, invece, l’effetto di una colata lavica sul territorio: il suo inesorabile progredire seppellisce in modo definitivo porzioni più o meno ampie di esso, impedendone il successivo uso agricolo per centinaia di anni, distruggendo completamente ogni bene immobile e trasformando significativamente la morfologia dei luoghi.



3)    Proiezione/ricaduta prodotti piroclastici


Le effusioni laviche dell’Etna sono spesso accompagnate dalla violenta emissione di materiale piroclastico. In prossimità delle bocche eruttive, la pericolosità è molto elevata, in quanto la massa e le dimensioni dei proietti ( bombe, blocchi litici e brandelli di lava incandescente ) è spesso tale da distruggere o seppellire manufatti, o uccidere occasionali visitatori.

Trasportata dai venti, la frazione fine ( lapilli e ceneri ) può facilmente ricadere in aree urbanizzate, dove può provocare disagi alla circolazione veicolare; l’immissione di ceneri nell’atmosfera può anche essere causa di problemi per traffico aereo.

La ricaduta sul suolo agrario di materiali piroclastici può danneggiare le aree coltivate rendendole sterili per lungo tempo.



4)    Flussi Piroclastici


La frequenza di accadimento di questo tipo di eventi è, all’Etna, assai bassa. Pertanto, anche se un flusso piroclastico è potenzialmente molto distruttivo e pericoloso, il rischio ad esso connesso può essere considerato in quest’area estremamente limitato.

A differenza delle colate di lava, i flussi piroclastici scorrono molto velocemente

( fino ad alcune centinaia di km/ora ).

Un flusso piroclastico provoca distruzione e morte pressoché totali al suo passaggio, generalmente senza lasciare il tempo di fuggire od organizzare una possibile difesa delle vite umane o del territorio.



5)    Sismicità superficiale


La sismicità superficiale è associata alla risalita di magmi ed alla fatturazione del suolo. L’energia liberata dagli eventi sismici di questa categoria è generalmente bassa e non provoca fenomeni distruttivi importanti se non limitatamente alla circoscritta area epicentrale, che corrisponde perlopiù alla zona di apertura della frattura/bocca eruttiva.

Pertanto, il rischio che ne discende è proporzionale alla vicinanza alle aree maggiormente interessate da fenomeni di intrusione magmatica ( crateri sommatali e aree ove è ricorrente la formazione di coni eccentrici ).




9.     Mitigazione del rischio


1)    Difese attive


9.1.1    Barriere e terrapieni


Si tratta di realizzare delle barriere in terra, disposte in modo da deviare il corso di una colta o di contenerla all’interno di una depressione. Già a Catania nel 1669 i bastioni murari della città, alti 18 m, avevano retto la spinta della lava fino ad esserne tracimati ma non travolti. Nel secolo in corso terrapieni di deviazione furono realizzati ad Hawaii nel 1955 e nel 1960. Nel 1983, sull’Etna, quattro barriere in terra impedirono che la lava si espandesse lateralmente distruggendo importanti insediamenti ( Rifugio Sapienza, Osservatorio Astrofisico ed edifici nella zona del Grande Albergo ).

Il terrapieno costruito nel Gennaio 1992 a Portella Calanna è la prima diga di sbarramento vera e propria, orientata ortogonalmente alla direzione del flusso lavico, costruita allo scopo di rallentare l’avanzata di una colata lavica.

Si tratta del manufatto più elevato ( 20 m ) finora costruito per controllare la lava.

Tutti questi tipi di intervento sono mirati solo a guadagnare tempo: qualsiasi terrapieno è destinato ad essere scavalcato dalla lava, se il tasso di effusione si mantiene sostenuto per un tempo sufficientemente lungo.



9.1.2    Raffreddamento della lava con getti d’acqua



      L’intervento consiste nel raffreddare una colata mediante getti di acqua. Tentativi 

      di questo tipo furono effettuati durante l’eruzione del Kilauea del 1960, del 1973

      nell’isola di Heimay ( Islanda ) e nel 1986 nell’isola di Izu-Oshima in Giappone.

      Anche all’Etna, nel 1983, si è riusciti per qualche ora ad impedire che la lava

      tracimasse lateralmente da un canale lavico. Da queste esperienze si può conclu-

      dere che l’uso dell’acqua può servire in qualche caso se si agisce sul fronte e su

      un fianco della colata cercando di favorire l’avanzamento della lava in direzione


      In ogni caso questi interventi possono far guadagnare solo poco tempo e possono

      quindi risultare utili solo in qualche situazione critica come lo sgombero di un

      edificio o situazioni simili.



9.1.3    Interruzione del flusso lavico


Si tratta di ottenere l’arresto dei fronti di una colata lavica interrompendone o riducendone l’alimentazione a monte. Vi sono stati, finora, pochissimi interventi di questi tipo.

Nel 1669, gli abitanti di Catania tentarono di aprire una breccia nel fianco della colata, ma vennero messi in fuga dagli abitanti dei paesi vicini, che temevano che la lava deviata potesse minacciare le loro case.

Dopo di allora, e fino agli interventi all’Etna del 1983 e 1992, sono da registrare solo tentativi, realizzati ad Hawaii, di bloccare un tunnel bombardandone la volta ( 1935 ) o l’argine laterale di una colata canalizzata ( 1942 ); in entrambi i casi non si ottennero risultati significativi.

Durante l’eruzione dell’Etna del 1991-93, è stato dimostrato che i migliori successi si ottengono procedendo all’escavazione di un canale di invito di sezione adeguata, più profondo del letto naturale del flusso lavico, e con un pendio ripido che favorisca un efficiente drenaggio della lava deviata. Successivamente occorre far brillare un margine del canale lavico mediante esplosivo, obbligando il magma a defluire nel canale di invito.



2)    Difese passive


L’Etna è un vulcano attivo posto in una tra le aree maggiormente sismiche del Mediterraneo e quindi tutta l’area etnea è potenzialmente teatro di manifestazioni vulcaniche e di terremoti. Ovviamente, nell’ambito di questo quadro generale, vi sono aree che presentano una maggiore propensione ad ospitare tali fenomeni naturali, che si trasformano in calamità per l’Uomo solo quando intercettano manufatti ed attività antropiche.

Questo assunto è di fondamentale importanza, poiché pone l’accento sulla necessità di pianificare lo sviluppo urbanistico del territorio in aree dove minori sono i rischi ambientali, vulcanologico e sismologico in primo luogo.

La valutazione delle aree maggiormente soggette ai fattori di rischio si basa su premesse scientifiche di tipo statistico, che sanno indagare nel tempo e nello spazio gli avvenimenti del passato per ipotizzare il loro più probabile sviluppo futuro.

La mitigazione del rischio viene esercitata in massima parte preventiva, indirizzando la pianificazione territoriale verso le aree più idonee a riceverla o, nel caso limite, vietando la realizzazione di determinate opere in determinate zone del vulcano.

Questa impostazione da un lato preserva le future espansioni urbanistiche da fattori di rischio troppo elevati, mentre dall’altro evita di dovere intervenire a difesa di aree urbanizzate realizzate in luoghi troppo esposti al rischio vulcanico.

Basandosi sulle conoscenze già acquisite dal mondo scientifico, è possibile individuare le aree maggiormente esposte al rischio vulcanico:


  Le aree dei Crateri Sommitali e le zone di più frequente apertura di fratture eruttive sono quelle maggiormente utilizzate dalla risalita dei magmi. In quelle zone il rischio vulcanico è altissimo.

  Le aree sottostanti ai Crateri Sommitali ed alle zone di frattura sono quelle potenzialmente più esposte al rischio di invasioni laviche, che è maggiore alle quote più alte, ma che esiste in modo significativo anche nelle zone prossime al livello del mare.

  Le aree poste allo sbocco della Valle del Bove, sul fianco orientale del vulcano, sono anch’esse altamente esposte al rischio di invasione lavica.

Infatti, buona parte delle lave provenienti dai Crateri Sommitali tende e defluire entro la valle, per uscire successivamente al suo sbocco verso Est.

Engineering Geology


Dr. Umberto Giongrandi

Reading University




Atterberg ( or consistency ) Limits




·        Liquid Limit wL ( Cone Penetrometer Method, Casagrande Method )


      The water content above which the soil behaves as a viscous liquid. In soil engineering the liquid limit is rather arbitrarily defined as the water content at which 25 blows of the liquids limit machine closes a standard groove cut in the soil pat for a distance of 12,7 cm. Casagrande and others have modified the test as initially proposed by Atterberg so that it is less operator-subjective and more reproducible.

      With standard equipment various operators can reproduce liquid limit values to within 1 to 2 percent ( WL = 39+2 percent and not 39*0,02 ). This is the definitive method for determining the liquid limit of soils. It is based on the measurement of penetration into the soil of a standardised cone of specified mass.

      At the liquid limit the cone penetrometer is 20 mm.

      The Casagrande apparatus consists in a mechanical device, a cup must fall freely, without too much side-play.

      The height to which the cup is lifted must be exactly 10mm above the base.



·         Plastic Limit Wp


The water content below which the soil no longer behaves as a plastic material. It is in the range of water contents between WL and the Plastic Limit Wp that the soil behaves as a plastic material.

This range is termed the Plasticity Index and is computed as:


Ip =  WL – Wp


By definition of Ip it is impossible to obtain a negative value. The plastic limit is also arbitrarily defined as the water content at which a thread of soil, when rolled down to a diameter of 3mm, will just crumble. This test is more operator-subjective than the liquid limit test, but experience indicates that results are reproducible within 1 to 3 percent by more experienced technicians. When the soil is plastic enough, it is well kneaded and then shaped into a ball. Mould the ball between the fingers and roll between the palms of the hands so that the warmth of the hands slowly dies it.

When slight cracks begin to appear an the surface, divide the ball into two portions each of about 10 gr. Further divide each into four equal parts, but keep     each set of four parts together.



·          Shrinkage Limit Ws


      That water content, defined at degree of saturation = 100%, below which no further soil volume change occurs with further drying. This limit is considerable importance in arid areas and for certain soil types which undergo considerable volume change with changes in water content.

      One should note that the smaller the shrinkage limit, the more susceptible a soil is to volume change, that is, the smaller the Ws, the less water is required to start the soil to change in volume. If the shrinkage limit is 5 percent, then when the in situ water content exceeds this value, the soil will begin to expand.

       The Liquid, Plastic and Shrinkage Limits are well known worldwide.



Compaction Test



      The Compaction test is intended to determine the optimum moisture content at which the void fraction of a soil may be reduced to a minimum mechanical  compaction.

      Compaction is the densification of soils by the application of mechanical energy.

      It may also involve a modification of the water content as well as the gradation of the soil.

      Fine-grained cohesive soils may be compacted in the laboratory by falling weights and hammers. The objective of compaction test is the improvement of the engineering properties of the soil mass.

      These are several advantages which occurs through compaction:


·        reduction in settlements due to reduced void ratio

·        increase in soil strength

·        reduction in shrinkage


      In S.I. units the compaction energy is in Kilojoules per cubic meter                ( KJ/m3 ), where 1KJ = 1 KN*m. In the laboratory the compaction energy may be developed by impact, kneading or static means. During impact compaction a hammer is allowed to drop, number of drops ( 15 ), number of layers of soil, and volume of the mold are specified.

      The objective of compaction is to improve the engineering properties of the soil. The dry unit weight should be specified to accomplish this goal and not simply specify, the soil shall be compacted to 95 percent of the unit weight obtained in the standard compaction test.



Consolidation Test



       When the compression of a soil mass is time-dependent, it is termed Consolidation.

       As for all soil settlements, consolidation is the elastoplastic deformation resulting in a permanent reduction in void ratio due to an increase in stress.

       The consolidation is time-dependent.

       The consolidation characteristics ( or parameters ) pf a soil are the Compression Index Cc and the Coefficient of Consolidation Cv. The compression index relates to how much consolidation or settlement will take place.

      The coefficient of consolidation relates to how long it will take for an amount of consolidation to take place.

      The Consolidation test is carried out on undisturbed samples by means of an Oedometer ( consolidation press ).

      This consists of a circular metal container sometimes called the Consolidation ring in which the sample is loaded. A dial range micrometer is employed to record ranges in thickness of the samples.

      On application of load the sample consolidates as water is expelled via the porous stones. a sample is commonly 7,62 cm in diameter  and 2cm in thickness though other sample sizes are also employed.

      Readings of the vertical compression of the sample are taken after increasing time intervals following application of the load until the soil attains equilibrium.

       This is generally after a time of about 24 hours for a sample 2cm thick. The load on the soil is then increased and the procedure repeated. Successive loads are applied which are generally double the preceding one and a commonly employed loading sequence is 0,5; 1,0; 2.0; 4,0; 8,0 tons/sq*ft                      ( approximately Kg/cm2 ).

       The conventional Oedometer using a mechanical loading system has certain drawbacks.

       Control of drainage and the measurement of initial pore pressure have been considered inadequate and side friction has been cited as a possible sources of errors in the estimation of applied stress.

       Data from the consolidation test is commonly plotted graphically with void ratio as abscissa. The curve commonly has  a straight line portion, the equation of which is:


e = -Cc log10 P+ C


      where e=void ratio, p=pressure, Cc=Compression index and C=constant.




Shear Strength


      Shear strength evaluation is necessary in most soil stability problems.

      The shear strength is not a unique value but is heavily influenced in situ by environmental factors such as loading, unloading and particularly changes in water content.

      In the laboratory, test methods, sample disturbance and load ( or strain )            rate markedly influence the strength value obtained. The soil tests commonly  employed to obtain the strength parameters include:


·        Unconfined compression or qu test. The compressive strength obtained from this test is always identified as qu

·        Direct shear stress

·        Confined compression or triaxial tests ( triaxial strain ( 3-D ) ; Plane strane


      The unconfined compression test is very widely used worldwide. The sample is made as square as pratical and placed in a compression machine adjusted to a deformation rate on the order of under 1,5mm/min, and deformations corresponding sample loads are obtained. These data are used to plot a stress-strain curve of d versus e to obtain the maximum value of compressive  stress, which is qu for the unconfined compression test.





      The sensitivity of cohesive soils is defined as:


St = undisturbed strength / remolded strength,


       where the strength may be the undrained, consolidated-undrained, or consolidated-drained value. The undrained value is most commonly used. The remolded strength is obtained by remolding the specimen used for the undisturbed strength so that the water content is as nearly the same as pratical.

       Highly overconsolidated clays tend to be insensitive. This is at least partially due to the low natural water contents in these deposits. Most cohesive soils, such as glacial till clays and those found in the B horizon of residual deposits, are of medium sensitivity. A few glacial clays and most fresh-water deposits are very sensitive. A few of the fresh-water and marine deposits are quick. The sensitivity of the large majority of cohesive deposits will range from 2 to 8.


Stress Strain


      Stress is defined as force per unit area. The modulus of elasticity, a property of elastic materials, is defined as a constant of proportionality between stress and strain as :


E = Dd/De

       Soil exhibits linear stress-strain characteristics only at extremely low strain amplitudes, strain generally on an order of magnitude of 10-4 and smaller.

       The dynamic stress-strain modulus is useful in predicting vibration displacements of foundations subjected to cyclic loads.

       Machine, pump, radar tower, compressor are typical foundations which are loaded dynamically. Earthquake also produce dynamic loadings which require displacement and strength predictions. The values of stress-stain modulus obtained from the usual triaxial compression test tend to be quite low ( perhaps on the order of ½ to 1/10 ) compared with dynamic stress-strain modules determined  from low amplitude strain tests. The resonant column test has been used considerably for determining the dynamic modulus for machine foundations.

      This test utilizes the time of travel of a shear wave through a column of soil which is either hollow or solid.



The Vane Shear Test


       The Vane Shear Test was proposed as a convenient method for measurement of the undrained shear strength of four blades at right angles to one another.

      This is inserted into the soil to be tested and the torque is measured which is required to cause shear failure on the cylindrical surface within which the vane rotates.



Sedimentary Transport


Dr. Umberto Giongrandi

Reading University




Measurements of  Kinematic Viscosity



Friday 15th of October 1999, I used the capillary tube, called "Viscometer", for measure the Kinematic Viscosity of the water at different temperatures.

The first Viscometer was small with inside "water at 25 degrees" and one stop-watch. I know that the water ( distilled ) at 25 degrees has a density equilvalent to 997Kg* m-3  and a viscosity to 8,94*10-4 N*s*m-2.

During first experiment I looked that the water (25 degrees) spend exactly 72,4 secs for drops level, then 72,15 secs and finally 72,4 secs, the average was 72,31 secs with the water at 25 degrees.

In the second experiment I putted inside the Viscometer "Hot Water" at ~54,9 d., and the result has been the following: first time 65,9secs for drop level, then 67,0 secs and finally 67,95 secs, the average was 66,95secs with Hot Water.

After that, I have calculate through the formula V=m/r the exact value of the of the Kinematic Viscosity for each proof, and I Knew that when the water is 25 d. the V=8.93*10-7 m²/sec, when the water is hot the V=8,27*10-7m2/sec, and water + Glycerol has a viscosity equivalent to 1,259*10-6 m2/sec.

With these two experiments I knew that the temperature is an important factor, infact with different temperatures of the water I looked changes in fluid density. The flow rate is inversely proportional to the dynamic viscosity of the fluid.

The time taken to empty or fill a chamber of constant volume is directly proportional to the Kinematic Viscosity of the fluid.

The aim of these experiments was been to take more confidence with fluid properties, particulary viscosity and to apply this in the estimation of settling velocities.



Particle Settling



The shape of sedimentary particles is of interest to Sedimentologists, because it is a factor in sediment transport and may reflect the degree of mech - anical abrasion and chemical wethering to which grains have been subjected.

There are essentially two measures of particle shape, Roundness and Sphericity.


True Sphericity= s / S      S= Surface Area of the Particle

                                       s=  Surface Area of a Sphere of equal Volume


Roundness = å ri /R  / N      ri = radii of individual corners

                                             R = radius of the maximum bed sphere

                                             N =  number of corners considered



There is also a "Flatness" coefficient which is expressed as: ( a+b )* ( 100/2c )


A knowledge of particle settling is necessary for the solution of many sedimentation problems, and also provides the basis for a number of hydraulic methods for the measurement of particle size.

There are two main regions of settling behaviour and, therefore, two main settling lows. Stoke's Law, which cover low Reynolds number ( Re>103) by another Law, in which V varies as D½.

At indeterminate Reynolds number, recourse must be had to empirical formulae.

Two weeks ago, in the hydraulic laboratory I measured the velocity, in a column ( 1 meter ) of water, that has a body in free fall inside. I used a quadrangular cylinder and one stop-watch.

The body (no flat) has a velocity equivalent to 2,4 secs; flat body with the hole has V=4,4secs; little balls has V=3secs; flat and angular grain has V=5,9secs; big shell    ( 8 secs ); flat plastic disk has V=35,5secs and the sand at the beginning has V=16,5secs, middle ( 44,2secs ), but I noted that the smaller particles of sand don't will deposit never at the bottom, because remain in sospension.

After that I used a smaller spherical cylinder with one column of water of 50cm.

Mark horizontal line on the outside of the cylinder from the top.

I observed that a glass balls ( 6mm ) spend 19,5secs for surpass the second mark; glass balls ( 3mm ) spend 65,3secs; the ametist 67,7secs; angular grains ( 2,5 mm ) spend 92,5secs and small grains ( 2,3 mm ) spend 16,8secs.

The grains exists in the gravity field and sink because in both cases they are more dense than the fluid. The weight force driving the motion of a grain is equal to the particle weight less, by the principle of Archimed, the weight of the fluid dislaced:


Weight Force:  4/3p(D/2)3*(d-r)g*N                 D= Particle Diameter

                                                                         d= Solids density of the particle

                                                                         r= Fluid density

                                                                         g = acceleration due to gravity


I saw that the acceleration tended to settle steadily, after a short initial period of acceleration, Newton's first Law then requires that each grain is also operated on by a force equal and opposite to its downword-acting weight.

Finally I realized that the ability to predict accurately the settling behaviour of particles is important  to many sedimentation problems, for example, the dispersal of solid pollutans from an outfall into a river or estuary.

The experiments conducted, showed myself that particle shape has a significant effect on settling behaviour and speed.

At6 all but small Reynolds number, non spherical particles fall either broadside on or with a tumbling motion.

Concavo-convex particles such as bivalve shells are particulary stable, falling concave-up and broadside on to very large Reynolds number.

The concave-up altitude assumed by these particles when settling contrast sharply with their convex-up position tractional transport.



Fluid Flow Hydrauilics


I have seen some flow regimes, like flow depht, mean flow velocity, free surface slope and shear velocity.

I have seen how a flow of water ( Q=VA=Uwd (m3/sec) ) pass through a section.

The important parameters in this experiment are the depth and the velocity.

I considered three sections, one of sans, one of plastic bubbles and one of hiron, and I used plastic spheres (2cm), glass spheres (3mm), angular calcite pebbles and rectilinear clast of galena and for each particle there was a different transport mode.


When the level of the water is deep the particles (all ) travelled very slow in each section, whereas when the level of water is very shallow the particles travelled very fast.

In this experiment two factors very important for determine the mode of transport are the " Local  Shear Velocity ", necessary for particle entrainment ( shape and size ) and the " Settling Velocity " of the particle.



Sea Level Change



Dr. Umberto Giongrandi

P.R.I.S. Postgraduate Research Institute for Sedimentology

Reading University, England



The Geoid


The Surface of the undisturbed sea is called the geoid. It represents an equipotential surface, subject to external and internal stresses over various time and space scales.

The net result of this is that sea “ level “ is anything but level has shown that the geoid may be modelled by a third-order oblate spheroid, with a marked north-south asymmetry.

This produces several marked geoidal depression and elevations. Factors responsible for the deformation of the geoid include changes in lithospheric loading, variations in regional water balances ( glaciations or evaporation  of sequestred seas ) and tectonic changes of ocean basin shape.

During periods when sea-level is rising or falling the coast undergoes rapid changes. These are brought about by the redistribution of shoreline materials, transported within an ever-moving process-frame. The rate of sea-level change has an important effect on the stability and survival of many coastal forms.

Two other factors strongly control these coastal changes. One is the overall sediment availability the other is the intensity of wave processes. The level of sediment supply is crucial.





Causes of Sea-Level Change


The sea surface is very unstable. It rises and falls with tide, waves, changes in the atmospheric pressure, wind, temperature and salinity. However, when periodical and random movements are filtered out, a stable value can be obtained: Mean Sea Level (MSL ).

In reality, accurate levellings have shown that along the coasts of a continent MSL varies from place to place, and at each place it also varies over time.

In Britain, for example The Ordnance Datum Newlyn ( ODN ) which is the MSL determined from six years of continuous tide-gange records at Newlyn, Cornwall extending from May 1915 to April 1921.

MSL at Newlyn is now about 0,2m above Ordnance Datum.

MSL can be defined as an equipotential surface of the gravity field. It will be modified, therefore, by any factor affecting the gravity force from outside the Earth ( Astronomical Factors ), at the Earth’s surface ( volcanic, ice-sheet or sedimentary loads ), or in the Earth’s interior ( displacements of deep materials with different densities ).

Any mass redistribution affecting gravity will change the moment of inertia of the Earth. Also involved will be the angular velocity and the polar drift.

Acceleration of the angular velocity would cause a rise of sea-level in the equatorial belt and a lowering at the poles, with changes of essentially the same order for points of equal latitude. Alternatively, a change in axis ( Polar Drift ) would produce deformation of the geoid, with apparent sea-level stability at the equator, but opposite movements of rise and fall in the two hemispheres, depending on the direction of polar drift.





Marine Zonation


The most common sea-level indicators are marine organisms and communities which are naturally arranged in series of horizontal band ( Marine Zonation ).



Delta and Coral Reef Development ( Late Holocene )


Rates of relative sea-level change decelerated considerably during the period from 10 to 6 Ka Bp.

The development of small glacio-marine deltas situated near the margin of retreating ice sheets was not an unknown phenomenon during late glacial times.

Most Holocene deltaic sequences began to accumulate systematically only when the rate of fluvial sediment input overtook the declining rate of sea-level change along coasts.

Modern reef morphology depends mostly on the depth and shape of the pre-Holocene foundations and on the local postglacial relative sea-level history.

The development of present-day coral reefs started almost everywhere only in the Holocene ( during the last 10 Ka ), when the rate of the sea-level  rise decelerated.

In far-field areas, mid-Holocene emergence up to a few meters has been reported from many coastal areas.

This emergence can be explained, according to isostatic modeller, by the loading of the late glacial time, as a consequence of which flow is induced in the mantle from beneath the ocean lithosphere to beneath the continental lithosphere, producing a tilting of the continental margin and shelf.

The amount of Holocene emergence also depends on the mantle structure. In particular, broad continental shelves with relatively thick lithosphere may impede the development of highstands along inland sites.

The latter effect has been observed, along the Senegal River in West Africa and in the Alligator River area in northern Australia.



Dating a Sea-Level Indicator


Age estimations of sea-level indicators are generally based on radiometric methods applied to field samples.

For the last 20Ka the most commonly used method consists of measuring the radiocarbon left in organic samples.

Carbon 14 ( 14C ) is continuously produced by the interaction of cosmic ray neutrons with nitrogen atoms in the atmosphere, and the dating method is based on the fact that living plants and animals incorporate 14C disappears from their tissues by radioactive decay at a known rate, so that the time elapsed after their death can be determined by measuring 14C left in the sample at present.




Evidende of Coastline Change ( Great Britain-Holocene )



Changes have been limited and localized  on the hard rocky coasts of Western Britain, even on sectors exposed to high wave energy from the Atlantic Ocean, but locally in Western Ireland there are receding cliffs in glacial drift, and areas where such features as drumlins have been eroded, yielding material for the growth of related spits and tombolos.

On the eastern and southern coasts of Britain, and around the Irish Sea, there are many places where cliffs in relatively soft sedimentary rocks, including glacial drift, have receded more than 50 meters during the past century, some of the most rapid recession being on the boulder clay cliffs on the Holderness Coast, south from Bridlington in Yorkshire.

Measurements completed there, have done to see that the cliffs had receded up to 200 meters ( on average, 120 meters ).

In general, cliffs cut in soft rock, within embayments flanked by protective headland ( Filey Bay in Yorkshire ), have retreated more slowly than those on more exposed coastlines like Holderness.

Off  the North Norfolk coast between Sheringham and Cromer the sea floor consists of resistant chalk with underlies lhe glacial drift of the receding cliffs, and here it is likely that cliff recession will gradually wane as the shallow offshore zone widens and wave energy consequently diminishes.

Chalk coasts in south-eastern England have shown intermitted recession as the cumulative result of many localized and occasional rock falls: these are particularly frequent after cold winters when the chalk is loosened by the expansion of freezing groundwater, and then disintegrates during the thaw.

Recession of cliffs cut in soft Tertiary clays has been rapid on the shores of Barton Bay, Hampshire and on the Dorset coast there have been cyclic changes due to landsliding and cliff-base recession in Jurassic and Cretaceous clays, sands and limestones.

At Fairy Dell, near Charmouth, the upper and lower cliffs both retreated about 36 metres between 1887 and 1968 ( ~ 81 years ), the intervening zone showing complex slumping.

On the resistant Lower Palaeozoic rocks of south-west England, cliff retreat during the 5000 years since the Holocene marine transgression established approximately present sea level has been more limited; coasts sheltered from strong wave action show slope-over-wall profiles which retain  extensive relics of a degrated coastal slope, mantled with periglacial drift, inherent from a colder phase in late Pleistocene times, with only the lower part actively cliffed.

Recession of cliffed coastlines has locally been accelerated by quarrying, for example on the Purbeck Peninsula, at Lymne Regis, and at Llantwit Major in Wales, or by the removal of beach material, as at Hallsands in south Devon.

At Blankeney Point the coastline has retreated as the result of recurrent storm surges driving the main shingle bank southwards ( 35 meters in the 1993  surge ),but there have been intricate changes on Far Point at the western end, where new recurved hooks have been added during the past century.

Similar changes took place on Scolt Head Island, to the west between 1891 and 1958.

The pattern of erosion and deposition has in some places been related to wave refraction across deeps and shoals in nearshore water, and changes in such sea floor topography can lead to changes on the adjacent coastline.

On the North sea coast, substantial changes have occurred during successive storm surges, particulary  those of 1953 and 1978, when many beaches were scoured away and cliffs in soft sedimentary rock were cut back several metres in a few hours.      



                Severn Estuary ( South East Wales )


Dr. Umberto Giongrandi

Reading University