Imp.Carveni& IL SOLLEVAMENTO DELLA SICILIA ORIENTALE E ALCUNE IMPLICAZIONI SISMICHE E VULCANICHE *Pietro Carveni 1, Santo Benfatto 2 & Maria Salleo Puntillo 3 1 Università di Catania, Dipartimento di Scienze Geologiche, Sezione di Oceanologia e Paleoecologia, Corso Italia 57, 95129 - Catania, Italia, e-mail: carveni@unict.it 2 Geologo, libero professionista, Via San Marco 91, 95047 – Paternò (Catania) Italia, e-mail: benfatto@geologi.it 3 Naturalista, Via San Marco 91, 95047 – Paternò (Catania) Italia, e-mail: maria.salleo@inwind.it RIASSUNTO: Carveni P., Benfatto S. & Salleo Puntillo M., Il sollevamento della Sicilia orientale e alcune implicazioni sismiche e vulca- niche. (IT ISSN 0394-3356, 2007). Da rilievi effettuati da satelliti, risulta che nell’ambito di un generale sollevamento della Sicilia orientale, il settore grossolanamente triangolare dell’edificio vulcanico etneo delimitato a settentrione dal Rift di NE e dalla Faglia della Pernicana, a SW da un sistema di faglie e fratture eruttive con andamento ad arco compreso tra i crateri sommitali e Aci Castello (Sistema Montagnola – Mascalucia – Aci Castello), a oriente dalla linea di costa, è caratterizzato da fenomeni di abbassamento. All’interno di questo settore si trovano importanti sistemi di faglie: 1) il Sistema Giardini – Mascali (NE-SW - NNE-SSW); 2) il Sistema Ripa della Naca - Piedimonte (NE-SW); 3) il Sistema delle Timpe (NNW-SSE). Le informazioni sinora reperite circa l’attività sismica del Sistema Giardini – Mascali si limitano ad una serie di sismi cui è collegata la genesi e l'evoluzione del vulcano di fango Salsa di Fondachello; solo un sisma di questo sistema, accaduto il 26 marzo 1847, è stato abbastanza intenso da essere registrato a Catania; inoltre a tutt’oggi non sono state trovate prove di risalite magmatiche e conse- guenti eruzioni collegabili all’attività di questo sistema. Al Sistema Ripa della Naca – Piedimonte è da attribuire una serie di scosse sismiche avvertite nel paese di Piedimonte subito prima e durante l’eruzione etnea del 1928; lungo una delle faglie di questo sistema (Ripa di Piscio) si aprirono le bocche dalle quali sgorgò la colata lavica che distrusse il paese di Mascali. Il Sistema delle Timpe, la cui attività sismica è stata oggetto di numerose osservazioni ad iniziare dal 1805, è responsabile dei più forti terremoti verificatisi sul versante orientale etneo; alcune risalite magmatiche che hanno dato luogo ad eruzioni in tempi storici sono collegate a questo sistema. Sulla base di una rilettura critica della letteratura, cui hanno fatto seguito rilievi geologico-geomorfologici di dettaglio, sono state rico- struite le variazioni relative del livello marino in alcuni siti ubicati lungo la costa; i dati evidenziano movimenti differenziali, con innalza- mento tra Catania e Aci Castello e abbassamento tra Stazzo e Torre Archirafi. Dei fenomeni di abbassamento è responsabile il Sistema delle Timpe; l’analisi della sismicità di questo sistema per il periodo 1805-1989 ha fornito tassi di abbassamento lungo i piani di faglia compresi tra 2 e 15 mm/anno; questi risultati sono in accordo con i dati di lettera- tura relativi alla dinamica del versante orientale etneo, il quale risulta soggetto ad un progressivo scivolamento verso ESE tramite lo svincolo costituito dalla Faglia della Pernicana a settentrione e le faglie del Sistema Montagnola – Mascalucia – Aci Castello a SW. La coincidenza o la vicinanza temporale tra alcune eruzioni verificatesi sul versante orientale dell’edificio vulcanico ed alcuni movimen- ti sismici avvenuti lungo alcune faglie, che incidono lo stesso versante, fa ipotizzare un collegamento tra i due fenomeni. ABSTRACT: Carveni P., Benfatto S. & Salleo Puntillo M., Eastern Sicily uplift and some seismic and volcanic implications. (IT ISSN 0394-3356, 2007). Mt. Etna is the largest active volcano in Europe; it is formed by products of many eruptive centres, which were active in four periods. Volcano building is located along the margin of the two main structural domains of Eastern Sicily: the Apennine-Maghrebian Chain in the north and the Hyblaean Foreland in the south; the Apennine – Maghrebian Chain consists of several thrust sheets, made up of structural units derived from different palaeogeographical domains; they were overthrusted upon each other during several tectonic phases from Eocene to Pleistocene. The Hyblaean Foreland belongs to the northern part of the Africa Plate; it is formed by a thick Triassic to Pleistocene carbonate succession, with several intercalations of basic volcanic rocks. While Eastern Sicily is interested by a general uplift, a sector of the Etna volcanic building is characterized by a lowering; this sector is confined by NE Rift and Pernicana Fault in the north, and by Montagnola - Aci Castello Fault System in the SW; three other fault systems are included in this area; they are: i) Giardini – Mascali Fault System (NE-SW - NNE-SSW); ii) Ripa della Naca - Piedimonte Fault System (NE-SW); iii) Timpe Fault System (NNW-SSE). In historical times, the first of these was active only on 26th March 1847; the second system was strongly active during 1928 Etna erup- tion; many earthquakes happened along the Timpe Fault System from 1805 to present day; they happened sometimes before, during and/or after volcanic eruptions. Uplift movements are recorded along the coast between Aci Castello in the north and Catania in the south; some subsidence eviden- ces are visible between Torre Archirafi in the north and Stazzo Port in the south; the eastern slope of volcano building is a high seismic hazard zone, with superficial hypocentre earthquakes. Parole chiave: sollevamento regionale, sismicità, vulcanismo, geomorfologia. Keywords: : regional uplift, seismicity, volcanism, geomorphology. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 20(1), 2007 - 57-66 * Lavoro presentato al Convegno “Il sollevamento quaternario nella Penisola italiana e nelle aree limitrofe” (Roma, 6-8 Febbraio 2006) 58 P. Carveni, S. Benfatto & M. Salleo Puntillo 1. INTRODUZIONE Alcuni autori, in base a dati provenienti da rilievi in galleria (PUGLISI, in PLATANIA, 1922), studi vulcanologico- strutturali (KIEFFER, 1983 a; 1983 b; NERI et al., 1991; BORGIA et al., 1992; LO GIUDICE & RASÀ, 1992; FERRUCCI et al., 1993; RASÀ & AZZARO, 1995; RASÀ et al., 1996; BOUSQUET & LANZAFAME, 2001; OBRIZZO et al., 2001; TIBAL- DI & GROPPELLI, 2002; NERI et al., 2003), macrosismici (AZZARO et al., 1989 a; PATANÈ et al., 1994), di sismotet- tonica (MONTALTO et al., 1996) e geomorfologici (FIRTH et al., 1996), ipotizzano che parte del fianco orientale del- l’edificio vulcanico etneo, in contrasto con un generale fenomeno di sollevamento che riguarda tutta la Sicilia, trasli verso il Mare Jonio; la zona, che parte dai crateri sommitali, è delimitata a settentrione dal Rift di NE (Fig. 1: RNE) e dalla Faglia della Pernicana (Fig. 1: fp), faglia diretta con blocco meridionale abbassato e componen- te laterale sinistra, e a SW dal Sistema Montagnola – Mascalucia – Aci Castello (Fig. 1: SMMAC), formato da una serie di faglie con componente laterale destra e fratture eruttive disposte ad arco che scendono dai cra- teri sommitali fino ad Aci Castello. Il primo autore ad individuare il fenomeno è stato PUGLISI (in PLATANIA, 1922); questi aveva riconosciuto una serie di faglie con direzione generale N-S (Sistema di Aci Sant’Antonio, SAS in fig. 1), le quali interessano il versante compreso tra Aci Bonaccorsi (Fig. 1: AB) e la falesia di Acireale (Fig. 1: A); in particolare aveva rileva- to, lungo alcune gallerie drenanti, sia il rigetto verticale, sia lo spostamento orizzontale verso oriente; questo fenomeno era stato ipotizzato come reazione di una parte dell’edificio etneo al graduale sollevamento della zona (PLATANIA, 1922). KIEFFER (1983 a; 1983 b) ipotizza scivolamenti gra- vitativi di parte del versante orientale dell'edificio vulca- nico etneo, attribuendone la genesi alla ripetuta intru- sione di magma attraverso il Rift di NE e un rift meridio- nale. AZZARO et al. (1989 a), analizzando i dati ricavati dallo studio del terremoto di Codavolpe (Catania) del 29 gennaio 1989, ritengono che l'evento sia stato di natura essenzialmente gravitativa e geneticamente collegato all'instabilità del versante orientale etneo. NERI et al. (1991) descrivono una serie di deforma- zioni osservate sul versante orientale etneo, compatibili con un movimento del versante verso oriente. BORGIA et al. (1992), in base ai risultati ottenuti da FERRARI et al. (1991) dallo studio dei dicchi affioranti nella Valle del Bove, ipotizzano uno spreading radiale del substrato dell'Etna verso SE. LO GIUDICE & RASÀ (1992) ritengono invece che si tratti di movimenti puramente gravitativi, che provocano lo scivolamento verso SSE della porzione dell'edificio etneo delimitata a settentrione dalla Faglia della Pernicana e dal Rift di NE, e a SE dalle faglie di Mascalucia e Trecastagni. FERRUCCI et al. (1993), RASÀ & AZZARO (1995) e RASÀ et al. (1996), in contrasto con BORGIA et al. (1992) ritengono che solo la porzione del versante orientale etneo, delimitata a settentrione dal Rift di NE e dalla Faglia della Pernicana, e a SE dalle faglie di Mascalucia e Trecastagni, subisca un movimento verso oriente; la causa sarebbe da attribuire a movimenti gravitativi, condizionati da una vasta e profonda superficie di distacco. PATANÈ et al. (1994) ipotizzano che lo spreading gravitazionale verso oriente del settore orientale dell'e- dificio etneo abbia influenza sul fagliamento superficia- le. FIRTH et al. (1996) attribuiscono l'instabilità del versante orientale etneo ad un sollevamento in blocco di tutta la parte nord-orientale della Sicilia, cui hanno fatto seguito movimenti superficiali del versante, su un basamento sub-vulcanico che ha subito un sollevamen- to regionale. MONTALTO et al. (1996), esaminando la sismicità recente dell'Etna (dall'aprile 1989 al dicembre 1991), ipotizzano che lo scivolamento del versante orientale etneo riguardi una serie di blocchi che si muovono sin- golarmente. Secondo BOUSQUET & LANZAFAME (2001) le intrusio- ni magmatiche che danno luogo alle eruzioni sommitali causano uno spostamento verso oriente solo della parte sommitale del vulcano. OBRIZZO et al. (2001), esaminando gli effetti cosi- smici registrati lungo la Faglia della Pernicana nell'arco di 17 anni, giungono alla conclusione che il versante orientale etneo scivola verso il mare, a causa dell'azio- ne combinata dell'accelerazione di gravità e delle intru- sioni magmatiche; la Faglia della Pernicana rappresen- terebbe il limite settentrionale della zona in movimento. Secondo TIBALDI & GROPPELLI (2002) il movimento traslativo del versante orientale dell'Etna verso il bacino ionico sarebbe dovuto a due distinte cause: in profon- dità le intrusioni magmatiche provocherebbero lo slitta- mento dei terreni appartenenti all'Orogene Appenninico – Maghrebide sul sottostante Plateau Ibleo, mentre in superficie il movimento sarebbe di origine prevalente- mente gravitativo e localizzato lungo il contatto tra le argille pleistoceniche del basamento etneo e i terreni sottostanti. NERI et al. (2003), monitorando i movimenti avve- nuti durante l'eruzione etnea 2002 – 2003 lungo la Faglia della Pernicana, il Sistema di Faglie delle Timpe e la Faglia di Trecastagni, ipotizzano che il versante orientale etneo sia stato interessato dal movimento verso lo Jonio di una massa con volume superiore a 1.100 chilometri cubi; il movimento non sarebbe avve- nuto interessando un unico blocco, ma due distinte zone del fianco orientale etneo. 2. INQUADRAMENTO GEOLOGICO-STRUTTURALE I domini strutturali del bacino del Mediterraneo centrale, nel quale si inserisce la Sicilia, sono genetica- mente collegati alla collisione tra la Placca Africana e la Placca Europea; le due masse continentali si scontrano e si saldano tra loro, originando l’Orogene Appenninico – Maghrebide, una catena corrugata che forma la dor- sale appenninica e, attraversando l’Arco Calabro, la Sicilia e lo Stretto di Sicilia, prosegue lungo le coste nord-africane del Maghreb. Nella zona orientale della Sicilia la Crosta oceani- ca ionica e la crosta continentale dell’Avampaese Ibleo si immergono sotto il fronte dell’Orogene Appenninico- Maghrebide (FINETTI et al, 1996) (Fig. 2). Le falde neogeniche dell’Orogene Appenninico - Maghrebide sovrascorrono sull’Avampaese Ibleo, zona Fig. 1 - Schema tettonico del versante orientale etneo (da CARVENI et al., 2005 a). a) Principali sistemi di faglie: SGM) Sistema Giardini – Mascali: fcm) Faglia Capo Schisò – Foce del Torrente Macchia; ff) Faglia di Fondachello; fg) Faglia di Giardini; fn) Faglia di Naxos. SMMAC) Sistema Montagnola – Mascalucia – Aci Castello: fma) Faglia di Mascalucia; ft) Faglia di Trecastagni; SRMP) Sistema Ripa della Naca – Piedimonte: frn) Faglia della Ripa della Naca; frp) Faglia della Ripa di Piscio; SAS) Sistema di Sant'Antonio; ST) Sistema delle Timpe: fm) Faglia di Moscarello; fms) Faglia Macchia – Stazzo; fsl) Faglia di San Leonardello; b) Centri abitati: A) Acireale; AB) Aci Bonaccorsi; AC) Aci Catena; AS) Aci Sant'Antonio; FI) Fiumefreddo; FM) Fondo Macchia; FO) Fondachello; G) Giardini; GI) Giarre; M) Mascalucia; MA) Mascali; S) Stazzo; SA) Sant'Alfio; SG) San Giovanni Montebello; CMA) Contrada Monti Arsi; T) Trecastagni; TA) Torre Archirafi; c) Centri eruttivi: CC) Cratere Centrale; Cu) cono di cenere di Contrada Cutula. I triangoli indicano zone in cui sono stati misurati sollevamenti e abbassamenti fino a 15 mm/anno (GIRONI et al., 2003). Tectonic scheme of Mount Etna Volcano eastern slope (after CARVENI et al., 2005 a); a) Main Fault Systems: SGM) Giardini – Mascali Fault System: fcm) Cape Schisò – Macchia Stream Mouth Fault; ff) Fondachello Fault; fg) Giardini Fault; fn) Naxos Fault; SMMAC) Montagnola – Mascalucia – Aci Castello Fault System: fma) Mascalucia Fault; ft) Trecastagni Fault; SRMP) Ripa della Naca – Piedimonte Fault System: frn) Ripa della Naca Fault; frp) Ripa di Piscio Fault; SAS) Sant'Antonio Fault System; ST) Timpe Fault System: fm) Moscarello Fault; fms) Macchia – Stazzo Fault; fsl) San Leonardello Fault; b) Towns: A) Acireale; AB) Aci Bonaccorsi; AC) Aci Catena; AS) Aci Sant'Antonio; FI) Fiumefreddo; FM) Fondo Macchia; FO) Fondachello; G) Giardini; GI) Giarre; M) Mascalucia; MA) Mascali; S) Stazzo; SA) Sant'Alfio; SG) San Giovanni Montebello; CMA) Contrada Monti Arsi; T) Trecastagni; TA) Torre Archirafi; c) Eruptive centres: CC) Central Crater; Cu) Contrada Cutula cinder cone. Triangles indicate uplift or lowering zones up to 15 mm/y (after GIRONI et al., 2003). 60 stabile facente parte del mar- gine della Placca Africana (BUROLLET et al., 1978); esso è costituito da una potente suc- cessione prevalentemente car- bonatica compresa, con lacu- ne stratigrafiche, tra il Trias e il Pleistocene medio; vi si inter- calano prodotti effusivi basici cretacei, miocenici e plio-plei- stocenici, la cui risalita è stata favorita da intense fasi tettoni- che distensive (CRISTOFOLINI, 1966; DI GRANDE, 1967; 1969; 1972; CARBONE et al., 1987; AMORE et al., 1988; CARVENI et al., 1991 a; 1991 b; 1993; CAR- VENI & STURIALE, 1999). L’Avampaese Ibleo con- fina ad oriente con la crosta oceanica del Bacino Ionico (F INETTI, 1982) tramite la Scarpata Ibleo - Maltese, la quale è l’espressione morfolo- gica di un sistema di faglie normali a gradinata, il cui pro- lungamento verso settentrione interseca il fianco orientale dell’edificio vulcanico etneo (CRISTOFOLINI et al., 1979). La scarpata si è formata in un’uni- ca grande fase tortoniana, con minori riattivazioni posteriormente al deposito dei Trubi (Pliocene inferio- re), e a luoghi le sono connesse importanti attività vul- caniche (CASERO et al., 1984). LANZAFAME & BOUSQUET (1997) ritengono che la Scarpata Ibleo - Maltese sia un segmento di un impor- tante sistema di faglie con direzione compresa tra NNW-SSE e NW-SE, che, attraversando la Sicilia nord- orientale e il Mar Tirreno meridionale, raggiunge le isole Vulcano, Lipari e Salina. Le unità della Catena Kabilo – Calabride (Fig. 2: ckc), costituite da falde di basamento cristallino inte- ressate da metamorfismo ercinico con resti dell’origina- ria copertura sedimentaria meso-cenozoica, sono sovrascorse sulle unità della Catena Appenninico - Maghrebide, in concomitanza dell’apertura del Bacino Balearico – Provenzale e la rotazione del Blocco Sardo – Corso (DE JONG et al., 1973). La Catena Appenninico – Maghrebide (cam in fig. 2) è costituita da falde sud-vergenti, il cui corrugamento ha interessato, deformandole, le coperture sedimenta- rie della Tetide e dei paleodomini minori ad essa asso- ciati, originariamente posti tra il margine della Placca Europea e il margine della Placca Africana (FINETTI et al., 1996). In questo quadro geodinamico compressivo, nel Pleistocene inferiore sono iniziate intense fasi tettoni- che che hanno causato un’elevata distorsione lungo il margine settentrionale della Placca Africana, a causa della differente velocità con cui avviene la subduzione al di sotto della Catena Appenninico Maghrebide (MORELLI, 1970), e ciò ha determinato uno stiramento crostale che ha dato luogo a fratture con direzione NW- SE, NE-SW ed E-W (GHISETTI & VEZZANI, 1982); all’inter- sezione di tali strutture si è formata una zona di debo- lezza attraverso la quale avviene la risalita di magmi sub-crustali (FRAZZETTA & VILLARI, 1981) che hanno dato luogo al complesso edificio vulcanico etneo. Il Monte Etna, con la sua altitudine di poco supe- riore ai 3.300 metri e col diametro massimo di 44 chilo- metri, è il maggiore vulcano attivo del continente euro- peo; esso è uno strato-vulcano complesso, risultante dalla sovrapposizione di prodotti emessi da diversi edi- fici (GEMMELLARO, 1858) poggianti su un basamento in parte alloctono, formato da rocce di età compresa tra il Cretaceo ed il Pleistocene (ROMANO et al., 1979; LENTINI, 1982). Sulla genesi del vulcano e sul quadro strutturale sono stati proposti numerosi modelli, tra i quali: 1) intersezione di importanti lineamenti strutturali, come la scarpata Ibleo-Maltese e l’allineamento Messina-Giardini (OGNIBEN et al., 1975; MCGUIRE et al., 1997); 2) formazione di un graben nell’area dell’attuale Piana di Catania a causa di tettonica estensionale (DI GERONIMO et al., 1978); 3) processi di rifting tra il blocco maltese-siciliano e il bacino ionico (GILLOT et al., 1994, CONTINISIO et al., 1997); 4) deformazione al footwall di una faglia normale appartenente al sistema distensivo siculo-calabro ad andamento WNW-ESE (MONACO et al., 1997); 5) risalita magmatica mantellica causata dalla presenza di un hot spot (TANGUY et al, 1997); 6) roll-back di una porzione di litosfera subdotta al di sotto del Mar Tirreno (GVIRTZMAN & NUR, 1999). Fig.2 - Schema strutturale della Sicilia (da FINETTI et al., 1996). ai) Avampaese Ibleo; cam Catena Appenninico – Maghrebide; ckc) Catena Kabilo – Calabride; cs) Catena Sicana; e) edificio vul- canico etneo; AGC) Avanfossa Gela – Catania; SIM) Scarpata Ibleo – Maltese; SMF) Sistema di Faglie Messina – Fiumefreddo; il rettangolo indicato dalla freccia corrisponde alla zona in studio. Structural scheme of Sicily (after FINETTI et al., 1996). ai) Hyblaean Foreland; cam) Apennine – Maghrebian Chain; ckc) Kabilo – Calabrian Chain; cs) Sicania Chain; e) Mount Etna Volcano; AGC) Gela - Catania Foredeep; SIM) Hyblaean – Malta Escarpment; narrow indicates position of studied area. P. Carveni, S. Benfatto & M. Salleo Puntillo 61 L’attività eruttiva dell’Etna, inizialmente sottomari- na e fissurale, è diventata in seguito subaerea ed a carattere centrale, con emissioni da numerosi apparati eruttivi (ROMANO, 1982). GILLOT et al. (1994), sulla base del rapporto K/Ar, hanno distinto quattro periodi di attività dell’Etna, alter- nati a lunghi periodi di quiescenza: - il Primo periodo (da 520.000 ± 40.000 a 270.000 anni fa) fu caratterizzato da emissioni di lave a composi- zione tholeiitica attraverso apparati fissurali; - il Secondo periodo (da 168.000 ± 8.000 a 100.000 anni fa) vide un radicale cambiamento del chimismo del magma, da sub-alcalino ad alcalino, e del tipo di attività, da eruzioni fissurali a eruzioni da condotti centrali, con la conseguente formazione di strato-vul- cani; - durante il Terzo periodo (tra 80.000 e 60.000 anni fa) si formò un grande complesso vulcanico poligenico, denominato Trifoglietto; - nel Quarto periodo (da 35.000 anni fa ad oggi) si è sviluppato il Mongibello, un grande strato-vulcano; un’importante fase, caratterizzata da intense eruzioni pliniane e idromagmatiche, permette di suddividere questo periodo in due parti: Mongibello Antico e Mongibello Recente. 3. SISMICITÀ DELVERSANTE ORIENTALE ETNEO In precedenti articoli è stata esaminata la sismi- cità del versante orientale etneo, geneticamente colle- gata al Sistema di faglie delle Timpe, e caratterizzata da terremoti con ipocentri superficiali, con profondità com- presa tra 0,5 e 2 chilometri (PATANÈ, 1975; BENINA et al., 1984; LO GIUDICE, 1985; BOTTARI et al., 1989; AZZARO et al., 1989 a; 1989 b; LO GIUDICE & RASÀ, 1992; ADORNI & CARVENI, 1993 a; 1993 b; CARVENI & BELLA, 1994; BELLA et al., 1996; CARVENI et al., 1996; GRESTA et al., 1997; CARVENI et al., 1997; FERRELI et al., 2000), modesto rag- gio di avvertibilità e campo macrosismico di pochi chi- lometri quadrati; come effetto cosismico è stata spesso segnalata l’apertura di fessure nel terreno (GRASSI, 1865; SILVESTRI, 1865; 1866; 1867; 1883; PLATANIA & PLA- TANIA, 1894; PLATANIA, 1908; 1920; RICCÒ, 1911; 1912; SABATINI, 1914; CASTORINA, 1920; CUMIN, 1954; RIUSCETTI & DISTEFANO, 1971; AZZARO et al., 1989 a) e l’innesco di frane lungo pendii instabili (GRASSI, 1865); la zona è inol- tre interessata da fenomeni di creep asismico (LO GIUDI- CE, 1985). Come è stato già accennato, il settore delimitato a settentrione dal Rift di NE e dalla Faglia della Pernicana e a meridione dal Sistema Montagnola – Mascalucia – Aci Castello, secondo le ipotesi di nume- rosi autori già citati nell'introduzione, sarebbe interes- sato da fenomeni di scivolamento verso SE; all'interno di questo settore si trovano altri sistemi di faglie, i più importanti dei quali sono: 1) la parte meridionale del Sistema Giardini – Mascali (SGM in fig. 1), con direzione NNE-SSW; 2) il Sistema Ripa della Naca – Piedimonte (SRNP in fig. 1), con direzione NE-SW; 3) il Sistema delle Timpe (ST in fig. 1). Le faglie del Sistema Giardini – Mascali costitui- scono il prolungamento dell’allineamento Messina- Giardini di OGNIBEN et al. (1975), che viene intersecato dalla faglia della Pernicana a meridione di Fiumefreddo; l’attività sismica in tempi storici di questo sistema, sulla base delle informazioni sinora raccolte, è limitata ad una serie di terremoti avvertiti solo in ambito locale nei dintorni di Mascali e Fondachello; a questa sismicità è stata collegata l’evoluzione di un vulcano di fango conosciuto come Salsa di Fondachello (MERCURIO, 1847). L'unico sisma di un certo rilievo è avvenuto il 27 marzo 1847, e fu avvertito lungo la fascia ionica fino a Catania; la profondità ipocentrale di questo sisma, anche se non è mai stata calcolata, deve essere mag- giore a quelle dei sismi relativi al Sistema delle Timpe. Il secondo sistema è stato attivo in occasione del- l'eruzione etnea del 1928: una serie di 13 sismi fu avvertita a Piedimonte Etneo (PE in fig. 1) tra il 2 e il 9 novembre (AZZARO et al., 2000); si trattò chiaramente di movimenti lungo una o entrambe le faglie del sistema, attivatesi in concomitanza della fuoriuscita della colata dalla frattura estensionale apertasi alla base del piano della faglia della Ripa di Piscio; gli epicentri macrosi- smici sono stati localizzati a Piedimonte Etneo in quan- to questo centro abitato è ubicato lungo il prolunga- mento dei piani di faglia, e corrisponde alla zona abitata maggiormente investita dalle onde sismiche. Il Sistema delle Timpe è il più attivo dei tre; ad esso sono legati i più forti terremoti avvenuti nella zona etnea (CARVENI & BELLA, 1994); è ipotizzabile che questo sistema di faglie, rispetto a come è stato cartografato sulla Carta Geologica del Monte Etna (ROMANO et al., 1979), si inoltri per diversi chilometri verso NNW, ma non se ne hanno evidenze morfologiche a causa della copertura da parte di colate laviche. All'attività di questo ultimo sistema di faglie, oltre che una discreta serie di terremoti registrati ad iniziare dal 1805 (malgrado la zona sia stata intensamente abi- tata dall'epoca classica non si è riusciti a trovare testi- monianze di terremoti anteriori a questo anno), sono attribuiti i fenomeni di abbassamento registrati lungo la linea di costa (CARVENI et al., 2005 b). 4. TESTIMONIANZE DI INSTABILITÀ DEL VERSAN- TE ORIENTALE DELL'ETNA Che nella Sicilia orientale sono presenti numerosi indizi sia geologici sia geomorfologici di variazioni del livello del mare verificatisi nel corso del Quaternario è noto: già a partire dal XIX secolo sono reperibili in lette- ratura dati relativi a testimonianze geologico-geomorfo- logiche di antichi livelli del mare; secondo le nostre ricerche bibliografiche il primo a riconoscere queste testimonianze lungo la costa ionica è stato GEMMELLARO (1837), il quale ha descritto il solco di battente esistente attorno ai promontori di Capo Sant’Alessio e Capo Sant’Andrea, nei pressi di Taormina. Recentemente (CARVENI et al., 2005 b) è stata effettuata una rilettura critica degli articoli in cui si descrivono le tracce geologico-geomorfologiche del graduale sollevamento della zona costiera compresa tra Ògnina a meridione (sollevamento di circa 1 metro) e Aci Castello a settentrione (13 metri); in quest’ultima località ad un progressivo innalzamento a scatti è inter- calato un fenomeno di abbassamento, avvenuto poste- Il sollevamento della Sicilia ... 62 riormente all’arrivo di una colata lavica, datata al perio- do compreso tra il 122 a.C. e il 252-253 d.C. (ROMANO & STURIALE, 1981); più a settentrione, nel porto pescherec- cio di Stazzo (Fig. 2: S) e a Torre Archirafi (Fig. 2: TA) vi sono evidenze di un progressivo abbassamento della zona costiera, collegato all’attività delle faglie del Sistema delle Timpe (CARVENI et al., 2005 a; 2005 b). L’attività delle faglie del Sistema delle Timpe è documentata ad iniziare dal 1805 (anno del più antico terremoto di cui si sia conservata la memoria) con sem- pre maggiore attenzione. È stato evidenziato che gli epicentri dei sismi sono localizzati prevalentemente lungo i segmenti settentrionali delle relative faglie, men- tre lungo i tratti meridionali delle stesse si registrano solo fenomeni di creep asismico (CARVENI & BELLA, 1994). L’integrazione tra dati provenienti da indagini geoelettriche (CASSINIS et al., 1970) e dati relativi alle profondità ipocentrali di alcuni sismi (PATANÈ, 1975; POSTPISCHL, 1985; AZZARO et al., 1989 a; 1989 b; BOTTARI et al., 1989) evidenziando che gli ipocentri di alcuni ter- remoti sono ubicati al contatto tra le vulcaniti, a com- portamento geomeccanico fragile, e le sottostanti argil- le infra-pleistoceniche, ha fatto ipotizzare una genesi di tipo gravitativo profondo per i movimenti sismici in oggetto (CARVENI & BELLA, 1994). 5. FENOMENI VULCANICI CONSEGUENTI ALL’IN- STABILITA’ DEL VERSANTE ORIENTALE ETNEO CARAPEZZA (1962) per primo ha tentato di determi- nare una relazione tra la tettonica regionale e le zone di minore resistenza dell'edificio vulcanico; egli ha ricono- sciuto una zona di rift che attraversa il fianco orientale del vulcano, corrispondente a quello che verrà in segui- to chiamato Sistema delle Timpe. In verità, fatta ecce- zione per un minuscolo edificio ubicato in località Cutula (Fig. 2: Cu), attribuito all'attività dei Centri Eruttivi Alcalini Antichi (ROMANO et al., 1979), e la cui genesi può essere attribuita ipoteticamente al punto di incontro tra il Sistema Giardini – Mascali e il Sistema delle Timpe, allo stato attuale delle ricerche non vi sono ulteriori testimonianze di attività vulcanica collegabile a questi due sistemi di faglie per la zona del basso ver- sante orientale etneo, studiato da CARAPEZZA (1962). Altri autori che più recentemente si sono interes- sati di questi sistemi di faglie sono ADORNI & CARVENI (1993 a; 1993 b); CARVENI & BELLA (1994); BELLA et al. (1996); CARVENI et al. (1996; 1997); GRESTA et al. (1997); MONACO et al. (1997); MONACO & TORTORICI (2000); FERRE- LI et al. (2000). Un'eruzione che invece risulta chiaramente essere Fig. 3 - Schema morfo-tettonico della zona dei Monti Sartorius (da CARVENI & BENFATTO, 2004). A) faglie; B) fratture eruttive; C) coni piroclastici: 1) Monte Corvo; 2) Monte Baracca; 3 e 4) I Due Monti; 5) Monte Zappinazzo e Monti Conconi; 6) Monte Frumento delle Concazze; 7) edificio anonimo a sud-ovest di Monte Frumento delle Concazze; 8) Monti Sartorius; 9) bocche del 1928; D) orlo della Valle del Bove; E) alti morfologici: 10) Monte Crìsimo; 11) Monte Ragamo; 12) Monte Chiovazzi. Morpho-tectonic scheme of the Monti Sartorius zone (after CARVENI & BENFATTO, 2004). A) faults; B) eruptive fractures; C) cinder cones: 1) Monte Corvo; 2) Monte Baracca; 3 and 4) I Due Monti; 5) Monte Zappinazzo and Monti Conconi; 6) Monte Frumento delle Concazze; 7) no name cinder cone SW from Monte Frumento delle Concazze; 8) Monti Sartorius; 9) 1928 eruption’s vents; D) Valle del Bove rim; E) peaks: 10) Monte Crìsimo; 11) Monte Ragamo; 12) Monte Chiovazzi. P. Carveni, S. Benfatto & M. Salleo Puntillo stata alimentata da due sistemi di faglie, rispettivamen- te con direzione ENE-WSW e NNW-SSE è quella avve- nuta nel 1865, e che ha dato origine agli edifici denomi- nati Monti Sartorius (Fig. 3). Come è stato evidenziato (CARVENI et al., 1998; 2000; CARVENI & BENFATTO, 2004) la disposizione delle bocche eruttive dimostra chiaramente la presenza di due distinti sistemi di fratture eruttive: un sistema prin- cipale ENE-WSW, parallelo al Sistema Ripa della Naca – Piedimonte, e un sistema NNW-SSE, attribuibile ad un ipotetico prolungamento verso NNW del Sistema delle Timpe. L'ipotesi è suffragata da una serie di scosse pre- monitrici che avevano allarmato gli abitanti di San Giovanni (Fig. 2: SG), di Sant'Alfio (Fig. 2: SA) e della Contrada Monti Arsi (Fig. 2: CMA), località ubicate lungo l'ipotizzato prolungamento verso NNW del Sistema delle Timpe; nel momento in cui iniziava l'eru- zione lungo la frattura principale (ENE-WSW), un sisma del 5° o 6° della Scala Mercalli, fece uscire dalle case gli abitanti delle suddette zone in preda al panico; lo stesso sisma fu avvertito ad Acireale (Fig. 2: A), ma non a Giarre (Fig. 2: GI); ciò confermerebbe l'ipotesi che si sia trattato di un movimento lungo una delle faglie del Sistema delle Timpe (CARVENI & BENFATTO, 2004). 6. CONCLUSIONI L’analisi della sismicità e di parte dell’attività vul- canica verificatesi nell’area oggetto di studio suggeri- sce che i due principali sistemi di faglie attive della zona sono collegabili geneticamente a fenomeni gravitativi profondi, e ciò in accordo con le ipotesi di RASÀ et al. (1996) e NERI et al. (2003). Il Sistema Ripa della Naca – Piedimonte, oltre a dare luogo a faglie sismicamente attive, è stato interes- sato in tempi storici da almeno tre eruzioni: 1865, 1928 e 1971 (Fig. 3). Si ipotizza, per l’eruzione del 1865, che la risalita magmatica sia iniziata attraverso il condotto centrale e da qui si sarebbe spostata verso il fianco orientale attraverso una serie di fratture radiali, le quali, nella parte periferica, hanno una loro prosecuzione nel Sistema Timpa della Naca – Piedimonte; l’intrusione magmatica ha trovato delle vie di risalita preferenziali nell’intersezione con il Sistema di Faglie delle Timpe (CARVENI & BENFATTO, 2004); i sismi antecedenti e conco- mitanti con l’eruzione, chiaramente collegati all’attività di questo ultimo sistema, rafforzano l’ipotesi. Fenomeni analoghi sono stati registrati nel corso delle eruzioni del 1928 e del 1971; nel primo episodio l’eruzione iniziò dalla zona sommitale, per spostarsi in seguito sul versante nord-orientale; nella fase finale avvenne l’apertura di bocche eruttive in corrispondenza della faglia della Ripa di Piscio. Uno sciame sismico fu avvertito subito prima e in concomitanza dell’apertura di queste ultime bocche dagli abitanti di Piedimonte, centro abitato ubicato esattamente lungo la prosecu- zione del sistema di faglie. Nel 1971 la prima fase dell’eruzione avvenne nella zona sommitale; quindi si aprì una frattura eruttiva sul versante nord-orientale, parallelamente a quella del 1928; nel corso dell’eruzione un sisma di intensità pari al VIII - IX grado MCS danneggiò gravemente Sciara, frazione di S. Giovanni (SG, in fig. 1), ubicata lungo la prosecuzione del Sistema delle Timpe. La concomitan- za, tra un terremoto causato dalla Faglia di Moscarello (Sistema delle Timpe) durante un'eruzione lungo una frattura del Sistema Timpa della Naca - Piedimonte, sosterrebbe l'ipotesi di un collegamento tra i due siste- mi. Nel 2002, ad uno scivolamento per blocchi del settore est dell’edificio etneo (NERI et al., 2003) seguì dapprima un sisma dell’VIII grado MCS (AZZARO et al., 2006) e successivamente una eruzione che iniziò dal Rift di NE e proseguì sul versante meridionale (INGV, 2003), interessando così la parte più elevata della “zona di distacco” del versante orientale. Tutto ciò sarebbe da mettere in relazione con i fenomeni di instabilità che interessano il settore orienta- le etneo, il quale tende a scivolare verso il Mare Jonio, come è già stato ampiamente ipotizzato da diversi autori ad iniziare dal secolo scorso, e ci porta ad aderi- re ai modelli interpretativi presentati da RASÀ et al. (1996) e da NERI et al. (2003). RINGRAZIAMENTI Si ringrazia il referee per gli utili consigli. Studio effettuato con i fondi del M.I.U.R., nell’am- bito delle ricerche “Morfodinamica di zone vulcaniche e/o sismicamente attive” e “Morfodinamica di zone costiere sismicamente attive”, responsabile Pietro Carveni. LAVORI CITATI ADORNI G. & CARVENI P. (1993 a) - Geomorphology and seismotectonic elements in the Giarre area, Sicily. Earth Surf. Proc. Land., 18, 275-283. ADORNI G. & CARVENI P. (1993 b) - Anomalie del reticolo idrografico causate da eventi sismotettonici sul basso versante orientale dell’Etna. Boll. Acc. Gioenia Sc. Nat. Catania, 26 (342), 197-206. AMORE C., CARVENI P., SCRIBANO V. & STURIALE C. (1988) - Facies ed età del vulcanismo nella fascia sud- orientale della Sicilia (Pachino - Capo Passero). Boll. Soc. Geol. It., 107, 11 pp. AZZARO R., BARBANO M.S., ANTICHI B. & RIGANO R. (2000) - Catalogo macrosismico dei terremoti etnei dal 1832 al 1998. Acta Vulcanologica, 12 (1- 2), 3-36, con CD-Rom. AZZARO R., CARVENI P., LO GIUDICE E. & RASÀ R. 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