Imp.Carveni&Controllo CONTROLLO TETTONICO SULLA MORFOLOGIA DEL BASSO VERSANTE NORD-ORIENTALE DELL’ETNA (SICILIA) Pietro Carveni1, Santo Benfatto2, Rosanna Maniscalco1, Maria Salleo3 & Giovanni Sturiale1 1Università di Catania, Dipartimento di Scienze Geologiche, Corso Italia 55, 95129 - Catania, Italia; e-mail: carveni@unict.it 2Geologo, libero professionista, Via San Marco 91, 95047 - Paternò, Catania, Italia. 3Naturalista, Via San Marco 91, 95047 - Paternò, Catania, Italia. RIASSUNTO: Carveni P., Benfatto S., Maniscalco R., Salleo M. & Sturiale G., Controllo tettonico sulla morfologia del basso versante nord-orientale dell’Etna (Sicilia). (IT ISSN 0394-3356, 2005). Sulla base di uno studio di fotografie aeree, di un’analisi cartografica e di rilievi geologici e geomorfologici di dettaglio, viene studiato il basso versante nord-orientale dell’edificio vulcanico etneo, nel tratto compreso tra Capo Schisò e la foce del Torrente Macchia. Si riscontra che l’attività di un sistema di faglie, sinora non descritto in letteratura, ha esercitato una profonda influenza sulla topografia, sulla rete idrografica, sull’andamento della linea di costa e, presumibilmente, sulla dislocazione di alcuni delta subacquei; due faglie hanno formato un graben che ha deviato il Fiume Alcantara; una colata lavica, riversandosi lungo la valle fluviale, ha fossilizzato questo graben; altre faglie hanno sbarrato piccoli corsi d’acqua con conseguente formazione di stagni costieri; dall’analisi delle carte nautiche si ipotizza che parte dei delta subacquei dei corsi d’acqua drenanti la zona abbia subito uno scorrimento destro valutabile in 500 metri. Dall’analisi dei cataloghi dei terremoti non risulta alcuna attività sismica, in tempi storici, collegabile a questo sistema di faglie; altre fonti descrivono una sismicità locale legata alla riattivazione, nel dicembre 1795 e nel marzo 1847, del vulcano di fango noto come “Salsa di Fondachello”, e alla sua distruzione avvenuta nel mese di aprile dello stesso anno. Attualmente l’unica manifestazione di attività endogena si limita all’emissione di metano in corrispondenza di un canale di drenaggio. ABSTRACT: Carveni P., Benfatto S., Maniscalco R., Salleo M. & Sturiale G., Tectonic control on the morfology of the northeastern lower slope of Mount Etna Volcano (Sicily). (IT ISSN 0394-3356, 2005). Mount Etna lies in a structurally highly complex setting, close to the boundary between the Malta-Hyblean Platform and the Ionian Basin and at the intersection of the Malta Escarpment and the Messina-Giardini fault zone. Thus, volcanism and tectonics at Etna are clearly interacting and exerting a strong control on morphology. The studied area is located on the lower eastern slope of Mount Etna between Capo Schisò and Macchia Stream mouth. The study consisted of stereopairs and cartographic analyses supported by geolo- gical and geomorphological surveys. We recognize the System of Faults Giardini - Mascali (draws southern of the Messina - Fiumefreddo System), which intersects the low north-eastern slope of the volcanic building of Mount Etna. It is an active fault systems NE-SW and NNE-SSW trending, bounding horsts and grabens which influence river courses and submarine delta deposition. In parti- cular, we analyse the course of Alcantara river, which is deviated from its original NW-SE trend to a NNE-SSW one along a graben. The graben is later filled with lava flow and subsequently the lava fill eroded for rejuvenation of the river due to the uplift of the area. Has been hypothesized a succession of tectonic events in the area of the mouths of the Alcantara River that has brought to the actual geomorfological framework. From the analysis of earthquakes catalogues, a complete lack of historical seismic events attributable to the activity of the System of Faults Giardini – Mascali is underlined; the attributable seismic events to this system are those related to the reactivation in 1795 December and in 1847 March of the mud volcano known with the name “Salsa di Fondachello” and to the sinking of the same one, happened in 1847 April. CH4 uprising gas activity is located along a fault with associated seismicity. Parole chiave: basso versante nord-orientale dell’Etna, tettonica, attività vulcanica, geomorfologia. Keywords: low North-Eastern slope of Mt. Etna Volcano, tectonics, volcanic activity, geomorfology. Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 18(2), 2005 - 57-68 1. INTRODUZIONE Il territorio siciliano, come la maggior parte di quello nazionale, è interessato da un’intensa attività tet- tonica che si manifesta con deformazioni della crosta terrestre; lungo le coste queste possono provocare variazioni relative del livello marino, riconoscibili per l’e- sistenza di tracce geologiche (depositi di spiaggia solle- vati) e/o geomorfologiche (spianate d’erosione marina sollevate, solchi di battente sollevati o sommersi); nel- l’entroterra i movimenti tettonici si risolvono spesso in scarpate di faglia che condizionano la rete fluviale, dando luogo, nei casi più comuni, a cascate, laghi di sbarramento e fenomeni di cattura. La presente nota si inserisce in una ricerca sulle variazioni geomorfologiche indotte da movimenti tetto- nici sul basso versante nord-orientale dell'edificio vul- canico etneo; lo studio è basato su rilievi geologici e geomorfologici di dettaglio, sull’analisi di fotografie aeree e della cartografia esistente. In letteratura sono reperibili molti lavori che descrivono le strutture tettoniche affioranti lungo il basso versante orientale etneo; esse assumono una particolare evidenza morfologica nell’area compresa tra Sant’Alfio a settentrione e Acireale a meridione (Fig. 2). Al contrario, la letteratura è carente nello studio delle adiacenti zone, poste a settentrione, tra Mascali e Giardini, dove le evidenze morfologiche sono meno chiare. Il riconoscimento delle strutture in quest’area è stato reso possibile principalmente attraverso lo studio del reticolo idrografico e della linea di costa. 58 P. Carveni et al. 2. QUADRO GEOLOGICO DELL’AREA ETNEA La zona in studio è ubicata nel settore nord-orien- tale del Monte Etna, al confine con i Monti Peloritani. Il Monte Etna, con la sua altitudine di poco supe- riore a 3.300 metri e un diametro massimo di 44 chilo- metri, è il più grande vulcano attivo del continente euro- peo. Esso è uno stratovulcano complesso, risultante dalla sovrapposizione di diversi edifici (GEMMELLARO, 1858; LYELL, 1859) poggianti su un basamento in parte alloctono, formato da rocce di età compresa tra il Cretaceo ed il Pleistocene (CRISTOFOLINI et al., 1979; ROMANO et al., 1979; LENTINI, 1982). Il bacino del Mediterraneo centrale, nel quale si inserisce l’Etna, è caratterizzato da differenti domini strutturali, la cui genesi è da inquadrare nel contesto collisionale 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 dorsale appenninica e, attraversando l’Arco Calabro, la Sicilia e il Canale di Sicilia, prosegue lungo le coste nord-africane del Maghreb. L’edificio vulcanico etneo sorge al limite tra diver- si domini strutturali della Sicilia orientale, dove la Crosta oceanica ionica e la crosta continentale dell’Avampaese Ibleo si immergono sotto il fronte dell’Orogene Appenninico-Maghrebide (FINETTI et al., 1996) (Fig. 1). L’Avampaese Ibleo costituisce il margine della Placca Africana (BUROLLET et al., 1978), zona considera- ta stabile verso cui convergono le falde neogeniche dell’Orogene Appenninico-Maghrebide. Esso è costitui- to da una potente successione prevalentemente carbo- natica compresa, con lacune stratigrafiche, tra il Trias e il Pleistocene medio; vi si intercalano prodotti effusivi basici cretacei, miocenici e plio-pleistocenici, la cui risalita è stata favorita da intense fasi tettoniche disten- sive (CRISTOFOLINI, 1966; DI GRANDE, 1967; 1969; 1972; PATACCA et al., 1979; CARBONE et al., 1982 c; LENTINI et al., 1986; CARBONE et al., 1987; CARVENI et al., 1991 a; 1991 b; 1993; CARVENI & STURIALE, 1999). Esso confina ad oriente con la crosta oceanica del bacino ionico (FINETTI, 1982) tramite la Scarpata Ibleo-Maltese, di origine tettonica (FINETTI & MORELLI, 1972), originata da un sistema di faglie normali a gradi- nata, il cui prolungamento verso settentrione interseca il fianco orientale dell’edificio etneo (CRISTOFOLINI et al., 1979; GHISETTI, 1979; LENTINI, 1982; LO GIUDICE et al., 1982; CARBONE et al., 1982 a; 1982 b); la scarpata si sarebbe formata in un’unica grande fase tortoniana, con minori riattivazioni posteriormente al deposito degli infrapliocenici Trubi, e a luoghi le sono connesse impor- tanti attività vulcaniche (CASERO et al., 1984). LANZAFAME & BOUSQUET (1997) ritengono che la Scarpata Ibleo- Maltese sia un segmento di un importante sistema di faglie con direzione compresa tra NNW-SSE e NW-SE, che attraversando la Sicilia nord-orientale e il Mar Tirreno meridionale, raggiunge Vulcano, Lipari e Salina. Le unità della Catena Kabilo-Calabride, costituita da falde di basamento cristallino interessate da meta- morfismo ercinico con resti dell’originaria copertura sedimentaria meso-cenozoica, sono sovrascorse sulle unità della Catena Appenninico-Maghrebide, in conco- mitanza dell’apertura del Bacino Balearico–Provenzale e la rotazione del Blocco Sardo–Corso (DE JONG et al., 1973; DEWEY et al., 1989). La Catena Appenninico–Maghrebide è costituita da falde sud-vergenti, il cui corrugamento ha interessa- to, deformandole, le coperture sedimentarie della Tetide e dei paleodomini minori ad essa associati, origi- nariamente posti tra il margine della Placca Europea e il margine della Placca Africana (FINETTI et al., 1996). Ad iniziare dal Pleistocene inferiore intense fasi tettoniche hanno causato un’elevata distorsione al mar- gine settentrionale della Placca Africana, a causa della differente velocità con cui avviene la subduzione al di sotto della Catena Appenninico-Maghrebide (VAN BEM- MELEN, 1969; MORELLI, 1970; SELLI & FABBRI, 1971; GIESE & MORELLI, 1975), e ciò ha determinato uno sti-ramento crostale che ha dato luogo a fratture con direzione NW- SE, NE-SW ed E-W (G HISETTI & V EZZANI, 1982; SCANDONE, 1982); all’intersezione di tali strutture si è for- mata una zona di debolezza attraverso la quale avviene la risalita di magmi sub-crustali (FRAZZETTA & VILLARI, 1981). Sulla genesi del vulcano e sul quadro strutturale sono stati proposti numerosi modelli: 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) tettonica estensionale che ha portato alla formazione di un graben nell’area dell’attuale Piana di Catania (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 Fig. 1 - 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 vulcanico etneo; SIM) Scarpata Ibleo-Maltese; SMF) Sistema Messina – Fiumefreddo; il quadrato indicato dalla freccia corri- sponde alla zona in studio. Structural scheme of Sicily (after FINETTI et al., 1996). ai) Iblean Foreland; cam) Apenninic-Maghrebian Chain; ckc) Kabilo- Calabrian Chain; cs) Sicana Chain; e) Mount Etna Volcano; SIM) Hyblean-Malta Escarpment; SMF) Fault System Messina – Fiumefreddo; narrow indicates position of studied area. sotto del Mar Tirreno (GVIRTZMAN & NUR, 1999). L’attività eruttiva dell’Etna, inizialmente sottomari- na e fissurale, è diventata in seguito subaerea ed a carattere centrale, a causa di un sollevamento regiona- le, tutt’ora in atto, che ha determinato una variazione nel meccanismo di risalita dei magmi, con conseguente cambiamento del chimismo, da prodotti subalcalini a prodotti più o meno differenziati della Serie Alcalino- sodica, emessi da numerosi apparati eruttivi e raggrup- pati in quattro unità vulcano-stratigrafiche: Centri Alcalini Antichi, Trifoglietto s.l., Mongibello Antico e Mongibello Recente (ROMANO, 1982). Sulla base di datazioni radiometriche del rapporto K/Ar, GILLOT et al. (1994) hanno distinto quattro periodi di attività dell’Etna, ai quali si alternano lunghi periodi di quiescenza: il Primo periodo (da 520.000 ± 40.000 a 270.000 anni fa) è caratterizzato da vulcanismo tholeiiti- co, con fasi eruttive separate da lunghi periodi di quie- scenza; il Secondo periodo (da 168.000 ± 8.000 a 100.000 anni fa) è evidenziato da un radicale cambia- mento del tipo di attività (strato-vulcani al posto di fes- sure eruttive) e del chimismo dei prodotti (da sub-alcali- ni ad alcalini); durante il Terzo periodo (tra 80.000 e 60.000 anni fa) si formò un grande complesso vulcanico poligenico (Unità del Trifoglietto); il Quarto periodo (da 35.000 anni fa ad oggi) corrisponde allo sviluppo di un grande strato-vulcano, il Mongibello; un’importante fase, caratterizzata da eruzioni pliniane e idromagmati- che, permette di suddividere questo periodo in due parti: Mongibello Antico e Mongibello Recente. 3. ASSETTO STRUTTURALE DEL VERSANTE ORIENTALE ETNEO CARAPEZZA (1962), nel tentativo di determinare una relazione tra la tettonica regionale e le zone di minore resistenza dell’Etna, identifica un rift lungo il fianco orientale dell’edificio vulcanico. MARCHESINI et al. (1964) riconoscono quattro prin- cipali allineamenti tettonici, con direzioni N-S, ENE- WSW, NE-SW e NW-SE. FRAZZETTA & ROMANO (1978) identificano due alli- neamenti alimentatori preferenziali per le aree ad alta probabilità di eruzioni: una nel settore circolare com- preso tra NE-SW e ENE-WSW, la seconda con direzio- ne NNW-SSE. LO GIUDICE et al. (1982) riconoscono nell'area etnea e nelle zone circostanti varie direttrici di faglie: le più importanti hanno direzione N 60° E, N 30° E, N 15° W e N 60° W. KIEFFER (1983 a; 1983 b) ipotizza scivolamenti gra- vitativi di parte del versante orientale dell’edificio vulca- nico, ed attribuisce il fenomeno alla ripetuta intrusione di magma attraverso un “Rift di NE” e un rift meridiona- le. L’ipotesi di uno scivolamento gravitativo viene ripresa da AZZARO et al. (1989) e da NERI et al. (1991). BORGIA et al. (1992), sulla base dei risultati ottenuti da FERRARI et al. (1991) sui dicchi affioranti nella Valle del Bove, ipotizzano uno spreading radiale del substra- to 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 59Controllo tettonico ... etneo delimitata a settentrione dalla Faglia della Pernicana e dal Rift di NE, e a SE dalle faglie di Mascalucia e Trecastagni (Fig. 2). La documentazione storica sui terremoti avvenuti sul basso versante orientale etneo negli ultimi due secoli e le conseguenze morfologiche dei movimenti tettonici sono analizzate in una serie di articoli (ADORNI & CARVENI 1993 a; 1993 b; CARVENI & BELLA, 1994; BELLA et al., 1996; CARVENI et al., 1996; 1997; GRESTA et al., 1997). Dall’analisi dei sistemi di faglie che nel Pleistocene sono stati attivi in Sicilia orientale, sulla base di informazioni geologico-strutturali e morfologi- che e dell’analisi di sezioni sismiche a mare, MONACO & TORTORICI (1995) e MONACO et al. (1995; 1997) distinguo- no un “Sistema Acireale – Sant’Alfio” (faglie normali con componente trascorrente destra NNW-SSE) e un “Sistema di Piedimonte” (faglie normali e fratture d’e- stensione NNE-SSW); entrambi i sistemi, associati ad un’estensione WNW-ESE, formano scarpate di età suprapleistocenico-olocenica, le quali esercitano un controllo sulla topografia e sul reticolo idrografico. Ricerche basate su rilievi effettuati da satelliti (GIRONI, 2003) evidenziano un sollevamento in atto di tutta la zona etnea con punte massime di 15 mm/anno, con eccezione del settore circolare delimitato a setten- trione dalla Faglia della Pernicana e sua prosecuzione verso oriente, e a SW dalle faglie di Mascalucia e Trecastagni: questa zona risulta essere interessata da un fenomeno di abbassamento con un tasso massimo di circa 15 mm/anno a Stazzo, frazione di Acireale, dove un molo costruito nel 1949 e alto circa 1 metro, attualmente si trova al livello del mare (Figg. 2 e 3). 4. LINEAMENTI GEOLOGICI DELL’AREA L’area in esame è ubicata lungo il margine nord- orientale del Monte Etna, tra la valle del Fiume Alcantara a settentrione e la foce del Torrente Macchia a meridione. Il substrato dell’Etna nell’area studiata è costituito da successioni della Catena Appenninico–Maghrebide, mentre le successioni della Catena Kabilo–Calabride affiorano più a settentrione, fuori dall’area in studio. L’unità strutturalmente più bassa è data da depo- siti argilloso-arenaceo-conglomeratici alimentati dalle unità cristalline calabridi, noti il letteratura come Formazione Piedimonte, (Fig. 4: 12) di età rupeliana (LENTINI et al., 2000); essi affiorano lungo il versante destro della valle dell’Alcantara. Segue il Flysch di Capo d’Orlando (Fig. 4: 11), for- mazione terrigena dell’Oligocene superiore–Bur- digaliano inferiore, il quale poggia in discordanza al tetto delle unità cristalline della Catena Kabilo- Calabride, suturandone i relativi contatti tettonici; esso è costituito da facies torbiditiche conglomeratico-are- nacee evolventi verso l’alto e lateralmente a facies are- nacee o arenaceo-pelitiche; i conglomerati sono stati interpretati da GUERRERA & WEZEL (1974) come depositi di base di scarpate che precedono l’arrivo di torbiditi arenacee; la facies arenacea è ben rappresentata lungo la Valle del Fiume Alcantara. In contatto tettonico sul Flysch di Capo d’Orlando affiorano le Argille Scagliose Antisicilidi (Fig. 4: 10); 60 Fig. 2 - Ubicazione dell'area in studio, in rapporto alle più importanti strutture tettoniche del versante orientale dell'Etna. Faglie: fcm) Faglia Capo Schisò – Foce del Torrente Macchia; ff) Faglia di Fondachello; fg) Faglia di Giardini; fm) Faglia di Moscarello; fma) Faglia di Mascalucia; fms) Faglia Macchia – Stazzo; fn) Faglia di Naxos; fp) Faglia della Pernicana; fpvc) Faglia Praiola – Villa Calanna; frn) Faglia della Ripa della Naca; frp) Faglia della Ripa di Piscio; fsl) Faglia di San Leonardello; ft) Faglia di Trecastagni; ftm) Faglia del Torrente Minisale; sp) Sistema di Piedimonte. Centri abitati: A) Acireale; FI) Fiumefreddo; FO) Fondachello; G) Giardini; MA) Mascali; M) Mascalucia; S) Stazzo; SA) Sant’Alfio; T) Trecastagni. CC) Cratere Centrale; RNE) Rift di NE. I triangoli indicano zone in cui sono stati misurati sollevamenti e abbassamenti fino a 15 mm/a., (GIRONI, 2003). Location of studied area in the frame of the main tectonic structures of Eastern flank of Mt. Etna volcano: fcm) Cape Schisò –Macchia Stream Mouth Fault; ff)) Fondachello Fault; fg) Giardini Fault; fm) Moscarello Fault; fma) Mascalucia Fault; fms) Macchia – Stazzo Fault; fn) Naxos Fault; fp) Pernicana Fault; fpvc) Praiola – Villa Calanna Fault; frn) Ripa della Naca Fault; frp) Ripa di Piscio Fault; fsl) San Leonardello Fault; ft) Trecastagni Fault; sp) Piedimonte System. Towns: A) Acireale; FI) Fiumefreddo; FO) Fondachello; G) Giardini; M) Mascalucia; MA) Mascali; S) Stazzo; SA) Sant’Alfio; T) Trecastagni. CC) Central Crater; RNE) NE Rift. Triangles indicate 15 mm/y uplift or lowering zones up to 15 mm/y (after GIRONI, 2003). P. Carveni et al. 61 OGNIBEN (1960) definì queste argille come Complesso sud-liguride, considerandole identiche a quelle del Complesso Sicilide, ipotizzandone una provenienza dall’area occupata dalle Argille Variegate del Complesso Sicilide per fenomeni di “retrocolamento gravitativo” sulla copertura tardorogena del Complesso Calabride; LENTINI et al. (1987) attribuiscono alla forma- zione un’età cretacea. Depositi tardo miocenici costituiti da Marne Argillose Grigie con intercalazioni di arenarie (Torto- niano) passanti verso l’alto a Gessi della Serie Evaporitica Siciliana (Messiniano) affiorano in piccoli lembi lungo la valle del Fiume Alcantara (Fig. 4: 9). Argille Marnose Azzurre di età infrapleistocenica (Fig. 4: 8) affiorano in un horst allungato in senso NE- SW a settentrione di Fondachello, delimitato a occiden- te dalla Faglia di Naxos (Fig. 4: B) e a oriente dalla Faglia di Case Decime (Fig. 4: G). Calcareniti medio-pleistoceniche a Briozoi affiora- no sui fianchi della collinetta di Serra San Biagio, a NE di Fiumefreddo di Sicilia; si tratta di calcareniti giallo- brune in banchi di spessore massimo di 2 metri, con spessore in affioramento di circa 30 metri (Fig. 4: 7). Piroclastiti dell’unità del Trifoglietto affiorano nella parte Sud-occidentale della zona cartografata (Fig. 4: 6). Seguono alcune colate laviche provenienti dai Centri Eruttivi dell’Ellittico e del Leone (ROMANO, 1982), (Fig. 4: 5), colate laviche del Mongibello Recente, tra le quali riveste una particolare importanza la Colata lavica di Capo Schisò (Fig. 4: 4), la colata lavica del 1651 (Fig. 4: 3), e la colata lavica del 1928 (Fig. 4: 2). Alluvioni e depositi di spiaggia attuali (Fig. 4: 1) chiudono la serie stratigrafica. 5. DATI MORFOTETTONICI L’analisi morfologica ha evidenziato l’esistenza di un sistema di faglie dirette, il Sistema Giardini – Mascali (Figg. 2, 4 e 5), con sviluppo lineare di quasi 12 chilo- metri, che dà luogo ad una serie di graben e horst, con direzione NE-SW nella parte più settentrionale, tenden- te a NNE-SSW in quella meridionale. Le faglie rigettano formazioni sedimentarie e vul- caniche comprese tra il Pleistocene inferiore-medio ed il Recente. Finora questo sistema di faglie non è stato segna- lato in letteratura, malgrado la sua attività abbia eserci- tato un’intensa influenza sul reticolo idrografico, sull’an- damento della linea di costa e presumibilmente su depositi di delta sottomarini; il mancato riconoscimento può essere giustificato dal fatto che la formazione geo- logica predominante in affioramento è data da alluvioni recenti e attuali, costituite prevalentemente da ghiaie sabbiose, e dal fatto che la zona è intensamente colti- vata, per cui eventuali scarpate di faglia vengono velo- cemente smantellate sia dall’erosione, sia dall’azione antropica. Le faglie riconosciute sono: 1) Faglia di Giardini (Figg. 4 e 5: A): direzione N 60° E nel tratto settentrionale, N 35° E in quello meridiona- le, immersione a SE; essa disloca le calcareniti medio-pleistoceniche di Serra San Biagio, alcune colate laviche attribuite ai Centri Eruttivi dell’Ellittico (ROMANO et al., 1979) e alluvioni recenti; il rigetto ver- ticale in corrispondenza di Serra S. Biagio è valutabi- le in almeno 50 metri; 2) Faglia di Naxos (Figg. 4 e 5: B): antitetica alla prece- dente, ha direzione N 56° E nella sua porzione set- tentrionale, N 32° E a meridione, immersione a NW; questa faglia disloca argille marnose azzurre infra- medio-pleistoceniche pre-etnee e alluvioni recenti. 3) Faglia di Fondachello (Figg. 4 e 5: C): direzione N 35° E, labbro ribassato a NW; essa è evidenziata da un lungo dosso rettilineo che separa la pianura alluvio- nale dalla spiaggia attuale; è da escludesi che que- sta scarpata sia una morfologia di tipo eolico, sia in base all’andamento rettilineo presentato, sia in base alla granulometria dei sedimenti, formati da ciottoli e sabbia grossa (AMORE et al., 1992). 4) Faglia Capo Schisò - Foce del Torrente Macchia (Figg. 4 e 5: D): con direzione N 45° E nel segmento settentrionale, e N 33° E in quello meridionale, pen- denza a SE, questa faglia viene ipotizzata in base all’andamento rettilineo della linea di costa e al forte gradiente delle isobate. 5) Faglia di Case Decime (Figg. 4 e 5: G): è stata rico- nosciuta in base a considerazioni stratigrafiche poi- ché essa mette a contatto le Argille quaternarie con le Alluvioni recenti; dati inediti relativi a pozzi per uso irriguo evidenziano l’esistenza del substrato argilloso a profondità comprese tra 10 e 15 metri. Il Sistema Giardini – Mascali è intersecato lungo la valle del Torrente Minissale da una faglia normale con componente orizzontale destra e rigetto verticale valu- tabile in almeno 60 metri (Faglia del Torrente Minissale, Figg. 4 e 5: E), e a meridione di Fiumefreddo dalla Faglia della Pernicana, diretta con componente orizzon- tale sinistra ed attività sismica accertata (Figg. 4 e 5: F). La Faglia di Giardini e la Faglia di Naxos hanno giocato un ruolo determinante sull’assetto geomorfolo- gico della zona: esse infatti formano il Graben Capo Schisò – Mascali, con direzione NE-SW, che ha deviato il tratto terminale del Fiume Alcantara (Fig. 6 A e 6 B); per un certo periodo le alluvioni di questo fiume si sono riversate nella parte meridionale dell’attuale baia di Giardini: l’andamento delle isobate in corrispondenza di Capo Schisò (ISTITUTO IDROGRAFICO DELLA MARINA, 2001), che corrisponde a questa ipotizzata vecchia foce dell’Alcantara, mostra chiaramente l’esistenza di una morfologia attribuibile ad un delta almeno fino a 200 Fig. 3 - Il molo nuovo e il molo vecchio di Stazzo. New and old docks in Stazzo port. Controllo tettonico ... 62 Fig. 4 - Schema geologico: 1) Alluvioni e depositi di spiaggia recenti ed attuali; 2) Colata lavica del 1928; 3) Colata lavica del 1651; 4) Colata lavica di Capo Schisò: αα) trat- to nord-orientale; ββ) lobo sud-occi- dentale; 5) Colate laviche dei centri eruttivi dell’Ellittico e del Leone; 6) Piroclastiti dell’Unità del Trifoglietto; 7) Calcareniti medio-pleistoceniche a Briozoi; 8) Argille marnose azzurre infrapleistoceniche; 9) Marne argillo- se grigie con intercalazioni arenacee (Tortoniano) con Gessi (Messiniano) alla sommità; 10) Argille Scagliose Antisicilidi; 11) Flysch di Capo d’Orlando; 12) Formazione Piedi- monte; A) Faglia di Giardini; B) Faglia di Naxos; C) Faglia di Fondachello; D) Faglia Capo Schisò – Foce del Torrente Macchia; E) Faglia del Torrente Minissale; F) Faglia della Pernicana; G) Faglia di Case Decime. Geological scheme of Mt. Etna low northeastern slope: 1) Present day alluvium and shoreline deposits; 2) 1928 Lava flow; 3) 1651 Lava flow; 4) Capo Schisò Lava flow: αα) NE flow; ββ) SW bend; 5) Lavas from the erup- tive centres of Ellittico and Leone; 6) Tephra from the eruptive centres of Trifoglietto; 7) Middle Pleistocene Calcarenites with Briozoa; 8) Low- Pleistocene bluish marly clays; 9) Grey silty clays with arenaceous intercalations (Tortonian) with Gypsum (Messinian) on the top; 10) Antisicilidi Varicoloured Clays; 11) Capo d’Orlando Flysch; 12 ) Piedimonte Formation. A) Giardini Fault; B) Naxos Fault; C) Fondachello Fault; D) Cape Schisò – Macchia Stream Mouth Fault; E) Minissale Stream Fault; F) Pernicana Fault; G) Case Decime Fault. P. Carveni et al. 63 Fig. 5 - Schema morfologico: A) Faglia di Giardini; B) Faglia di Naxos; C) Faglia di Fondachello; D) Faglia Capo Schisò – Foce del Torrente Macchia; E) Faglia del Torrente Minis-sale; F) Faglia della Pernicana; G) Faglia di Case Decime. 1) presunto delta subacqueo del Fiume Alcantara, formatosi posteriormente alla deviazione tettonica; 2) attuale delta subacqueo del Torrente Santa Venera; 3) presunto vec- chio delta subacqueo del Torrente Santa Venera; 4) attua- le delta subacqueo del Fiume Alcantara; 5) presunto vecchio delta subacqueo del Fiume Alcantara; 6) attuale delta subacqueo del Torrente Minis- sale; 7) presunto vecchio delta subacqueo del Torrente Minis- sale; 8) delta subacqueo di incerta attribuzione; αα ) tratto della colata lavica che scorren- do lungo il Fiume Alcantara ha formato Capo Schisò; ββ) lobo sud-occidentale della colata lavica del Fiume Alcantara; γγ) deviazione del Torrente Fiume- freddo causata dalla Faglia di Naxos; δδ) deviazione del Tor- rente Fiumefreddo causata dalla Faglia di Fondachello; εε) Gurna di Fondachello; ζζ) acquitrino di Anguillara. Morphological Scheme: A) Giardini Fault; B) Naxos Fault; C) Fondachello Fault; D) Cape Schisò - Macchia Stream Mouth Fault; E) Minissale Stream Fault; F) Pernicana Fault; G) Case Decime Fault. 1) hypothetical Alcantara River submarine delta, after tectonin ri-ver piracy; 2) actual Santa Venera Stream delta; 3) hypothetical Santa Venera Stream old delta; 4) Alcantara River delta; 5) hypothetical Alcantara River old delta; 6) Minissale Stream delta; 7) hypothetical Minissale Stream old delta; 8) uncertain attribution delta; αα ) lava flow forming Schisò Cape; ββ) SW part of lava flow; γγ) Stream Fiumefreddo deviation caused by Naxos Fault; δδ) Stream Fiumefreddo deviation caused by Fondachello Fault; εε) quagmire Gurna di Fonda-chello; ζζ ) Anguillara quagmire. Controllo tettonico ... metri di profondità (Fig. 5: 1); l’arrivo di una colata lavi- ca lungo la valle dell’Alcantara ha fossilizzato il graben (Fig. 6 C), evidenziandolo sia verso NE, dove raggiun- gendo la costa ha formato la scogliera di Capo Schisò (Figg. 4 e 5: αα), sia verso SW, con l’ampio lobo rivolto in questa direzione, forse in corrispondenza dell’ansa di un meandro preesistente ai movimenti tettonici (Figg. 4 e 5: ββ); in seguito l’Alcantara ha eroso la colata, andan- do a sfociare approssimativamente nella stessa zona occupata prima della deviazione di origine tettonica (Fig. 6 D): dall’analisi delle carte nautiche (Istituto Idrografico della Marina, 2001) il delta subacqueo relati- vo all’attuale foce è riconoscibile fino all’isobata –100 metri (Fig. 5: 4). Oltre a questa importante deviazione del Fiume Alcantara, la Faglia di Naxos provoca una deviazione verso NE del Torrente Fiumefreddo (Fig. 5: γγ). L’esistenza della Faglia di Fondachello era già stata ipotizzata da MERCURIO (1847), il quale notava che la morfoscultura poteva essere seguita agevolmente dalla spiaggia di Riposto a Capo Schisò; oggi la scar- pata di faglia è certamente molto meno evidente, a causa dell’erosione e dell’azione antropica; questa faglia condiziona il tratto terminale del Torrente Fiumefreddo (Fig. 5: δδ) costringendolo a compiere una deviazione verso SW; inoltre, sbarrando alcuni piccoli corsi d’acqua, ha creato le condizioni per la nascita di alcuni stagni costieri: lo stagno conosciuto come Gurna di Fondachello (Fig. 5: εε) (gurna = vasca d’acqua, dal greco moderno γουρνα, GIARRIZ- ZO, 1989), un secondo stagno che, in base ad alcune carte topografiche del XIX secolo si trovava a circa mezzo chilome- tro di distanza verso SSE in località Ausini, e del quale non si conservano tracce a causa dell’industrializzazione della zona, e un terzo ancora più a meridione, in Contrada Anguillara (Fig. 5: ζζ). La formazione di uno sta- gno costiero viene generalmen- te attribuita all’accumulo di sab- bie e/o ghiaie in un tratto di mare poco profondo in corri- spondenza di una baia; se l’ac- cumulo evolve da barra subac- quea a tombolo, l’insenatura, ormai separata dal mare, si tra- sforma in lago costiero; la for- mazione di un tombolo può veri- ficarsi anche lungo una costa rettilinea, se il moto ondoso ha la competenza per spostare ingenti quantità di materiali detritici deposti lungo le foci flu- viali o erosi direttamente dal mare lungo la costa. L’analisi della carta nautica dell’area (ISTI- TUTO IDROGRAFICO DELLA MARINA, 2001) evidenzia che la profon- dità del mare aumenta rapida- mente con la distanza dalla linea di costa, quindi non è pos- sibile addebitare la formazione dei bacini costieri all’e- voluzione da barra subacquea a tombolo; si ipotizza quindi che la genesi della Gurna di Fondachello e delle zone acquitrinose di Ausini e di Anguillara sia dovuta all’attività della Faglia di Fondachello, che ha formato il lungo dosso rettilineo che separa la spiaggia attuale dalla pianura costiera. La Faglia Capo Schisò - Foce del Torrente Macchia è stata ipotizzata, principalmente, sulla base dell’andamento rettilineo della linea di costa e del forte gradiente tra le isobate; inoltre, dati di letteratura (MONACO & TORTORICI, 1995) evidenziano la presenza di faglie obliquo-destre appartenenti al sistema Messina- Giardini, alle quali può essere collegata la faglia qui ipo- tizzata, la quale presenta identica orientazione e tra- scorrenza destra; i dati inediti circa l’esistenza del mo- vimento della Faglia Capo Schisò-Foce del Torrente Macchia riguardano l’interazione tra il movimento della faglia in oggetto e l’attuale assetto di alcuni delta subacquei: a) in corrispondenza dell’attuale foce del Torrente Santa Venera si trova una morfologia assimilabile ad un delta subacqueo fino alla profondità di –30 metri (Fig. 5: 2); a SE di questo ipotizzato delta, se ne trova un altro, riconoscibile fino all’isobata, –200 metri (Fig. 5: 3); b) dalla morfologia presentata dalle isobate in corri- spondenza dell’attuale foce dell’Alcantara si ricono- sce un delta subacqueo fino all’isobata –100 metri 64 Fig. 6 - Evoluzione morfologica della foce del Fiume Alcantara. Morphological evolution of Alcantara River Mouth. P. Carveni et al. (Fig. 5: 4), ed un delta di maggiori dimensioni, fino all’isobata –200 metri, più a SE (Fig. 5: 5); c) l’attuale delta subacqueo del Torrente Minissale è rimarcato dall’andamento dell’isobata –20 metri (Fig. 5: 6); è riconoscibile un altro delta subacqueo, fino a –200 metri, spostato verso SW di circa 500 metri (Fig. 5: 7); d) poco più a SW dell’attuale foce del Torrente delle Forche è chiaramente riconoscibile un delta subac- queo nella forma dell’isobata –200 (Fig. 5: 8); allo stato attuale delle conoscenze non è chiaro quale possa essere il fiume relativo a questa ultima morfo- logia; si può ipotizzare l’esistenza di un corso d’ac- qua lungo la cui valle sono scese una o più colate laviche, affioranti nella zona di Fiumefreddo, le quali, riempiendo le valli e fossilizzandole, hanno causato la scomparsa dalla superficie dei corsi d’acqua, i quali continuano a scorrere, presumibilmente, in subalveo. 6. LA SISMICITÀ LOCALE L’analisi dei cataloghi dei terremoti evidenzia una mancanza assoluta di dati relativi alla sismicità locale; le uniche informazioni su sismi avvenuti nella zona in studio, tutti collegati all’attività della Salsa di Fon- dachello, ci sono tramandate da MERCURIO (1847), il quale fornisce le informazioni riassunte nella Tabella 1. Per quanto riguarda il sisma delle 19,30 del 26 marzo 1847, lo stesso MERCURIO (1847) avanza dubbi sulla possibilità che l’eruzione di un vulcano di fango, per quanto forte, possa provocare un sisma avvertito ad una distanza di 22 miglia; si ritiene quindi legittimo ipotizzare che si sia trattato di un sisma con ipocentro talmente profondo da avere un campo macrosismico che si estendeva fino a Catania, e che l’evoluzione del vulcano di fango sia stata una conseguenza del movi- mento tellurico. 6. CONCLUSIONI Sulla base di uno studio a carattere prevalente- mente geomorfologico è stato riconosciuto il Sistema di Faglie Giardini – Mascali (tratto meridionale del Sistema Messina – Fiumefreddo), il quale interseca il basso ver- sante nord-orientale dell’edificio vulcanico etneo, con- dizionandone il reticolo idrografico e l’andamento della linea di costa. Nell’ambito di un generale sollevamento dell’edificio etneo, le faglie di questo sistema hanno provocato una serie di abbassamenti localizzati, con conseguenti fenomeni di subsidenza, di catture e devia- zioni fluviali e di formazione di laghi da sbarramento attualmente in via di estinzione. Dall’analisi della morfologia dell’area, si può ipo- tizzare la seguente successione di eventi tettonici, sud- divisa in fasi: 1ª fase: il Fiume Alcantara scorre, nel suo tratto terminale, lungo una valle di origine tettonica, con dire- zione NW-SE e blocco ribassato a NE (ROMANO et al., 1979) (Fig. 6 A); 2ª fase: forse come cedimento causato dal gene- rale sollevamento del territorio, inizia l’attività lungo le faglie del sistema: la Faglia di Giardini e la Faglia di Naxos formano un graben lungo il quale viene deviato il Fiume Alcantara, ed il Torrente Santa Venera diventa suo tributario; si forma un delta subacqueo nell’attuale Baia di Giardini, riconoscibile dalla forma delle isobate (Fig. 6 B); la Faglia di Fondachello provoca piccole deviazioni fluviali e la formazione di piccoli bacini lacu- stri (Fig. 5: εε e ζζ); 3ª fase: una colata lavica, percorsa la valle dell’Alcantara, sbocca in mare formando Capo Schisò; il Fiume Alcantara sovralluviona la zona a monte dello sbarramento (Fig. 6 C); 4ª fase: a causa del continuo graduale fenomeno di sollevamento della zona, e conseguente ringiovani- mento del rilievo e ripresa dell’attività erosiva, il Fiume Alcantara e il Torrente Santa Venera erodono lo sbarra- 65 Data Fenomeni Zona di osservazione Attività della Salsa Terremoto disastroso Nascita del vulcano di fango, 1693 gen. 11 (XI Scala Mercalli) Sicilia orientale. con emissione di acqua fangosa a 32 metri di altezza. 1795 dic. Numerose scosse durante Nelle contrade attorno Emissione di acqua fangosa tutta la notte, accompagnate alla Gurna. fino a 7 metri di altezza. da rombi sotterranei. 1847 mar. 25 Scosse Nelle contrade attorno alla Gurna. Ripresa dell’attività. 1847 mar. 26, Scosse Nelle contrade attorno h 06,15 alla Gurna. Nessuna 1847 mar. 26, Scosse Fino a Catania. Nessuna h 19,30 Nelle contrade attorno Crollo del fianco orientale 1847 apr. 9 Esplosione. alla Gurna. del vulcano di fango ed intensa emissione di acqua ricca di gas. Controllo tettonico ... mento costituito dalla colata di Capo Schisò (Fig. 6 D); 5ª fase: tutto il Sistema Giardini – Mascali viene dislocato lateralmente dalla Faglia del Torrente Minissale e dalla Faglia della Pernicana (Fig. 5 E, F); 6ª fase: in tempi storici, movimenti tettonici, pro- babilmente lungo la Faglia di Fondachello, agevolano la fuoriuscita di gas e fango della Salsa di Fondachello. In questo contesto non è facile stabilire quale sia stata la fase che ha visto il teorizzato movimento lungo la Faglia Capo Schisò – Foce del Torrente Macchia, con probabile spostamento di circa 500 metri di alcuni delta subacquei, lungo una o più faglie con direzione NNE- SSW e componente orizzontale destra. Dall’analisi dei cataloghi dei terremoti si evidenzia una completa mancanza di eventi sismici storici attri- buibili all’attività del Sistema di Faglie Giardini - Mascali; le rare testimonianze di sismicità locale sono relative alla riattivazione nel dicembre del 1795 e nel marzo del 1847 del vulcano di fango conosciuto col nome di Salsa di Fondachello e allo sprofondamento del medesimo, avvenuto nell’aprile 1847; considerando che il sisma più intenso, avvenuto alle 19,30 del 26 marzo 1847 fu avvertito fino a Catania, si può ipotizzare che esso sia imputabile all’attività di una delle faglie facenti parte del Sistema Giardini – Mascali. Studio effettuato con i fondi del M.U.R.S.T., nel- l’ambito della ricerca “Morfodinamica di zone vulcani- che e/o sismicamente attive”, responsabile P. Carveni. RINGRAZIAMENTI Ringraziamo i Referees per gli utili e costruttivi consigli. 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., D’ALESSANDRO L., GIUFFRIDA E., LO GIUDICE A. & ZANINI A. (1992) - Dinamica litorale tra Capo Peloro e Capo Passero (Sicilia orientale). Boll. Acc. Gioenia Sc. Nat., 25 (339), 69-114. AZZARO R., CARVENI P., LO GIUDICE E. & RASÀ R. (1989) - Il terremoto di Codavolpe (basso versante orientale etneo) del 29 gennaio 1989: campo macrosismico e fratturazione cosismica. Boll. G.N.V., 1, 1-12. 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