RENDICONTI Soc;età HaUana d! Mineralogia e Petrolollia, 38 /3}: pp. lQ21-1(}fJComunlcl\ZIOne presentata. a.lla RIunIone della SIMP In Rende-Cetrflro (Cosenza) li 27-10_1982

VULCANISMO NELLE ZONEDI COLLISIONE CONTINENTALE:

L'ESEMPIO DEL MEDITERRANEO ORIENTALE

FRANCO INNOCENTI

Dipartimento di Scien2e della Terra, via S. Maria 53, 56100 Pisa

PIERO MANETTI

Centro di studio per [a Mineralogia e Geochimica dei Sedimenti, via La Pira 4, 50121 Firenze

ROBERTO MAZZUOLI

Dip. di Scienze della Terra, Univo della Calabria, Castiglione Coselllino Stazione, 870}O Cosenza

LETTERIO VILLARI

Istituto Internazionale di Vu1canologia, viale R. Margherita 6, 9512} Cataniae Istituto di Mineralogia e Penografia dell'Università, via dei Verdi 75, 98100 Messina

RIASSUNTO. - In questo lavoro viene discussal'evoluzione spazio-temporale del vu1canismo in fun·zione dei processi di collisione continentale cheassumono modalità differenti comprese tra due casilimite. Nel primo la convergenza cessa dopo la prin­cipale fase di collili.ione, nel secondo invece continuasenza che si abbia una contemporanea subduzionedi Iitosfera oceanica. La 7oneografia del vu1canismoorogenioo appare significativamente distinta nei duecasi che sono esemplificati nel Medilerraneo orien­tale nelle due aree di collisione delle Ellenidi set­tentrionali (fase eo-oligocenica) e della Turchiaorientale (fase pliocenica).

La \itosfera continentale subiSte durante e dopoi processi collisivi ampie deformazioni desçritte se­condo due modelli di comportamento reologico al·ternativi di tipo rispettivamente continuo e disçon·tinuo. L'analisi della evoluzione de-! vulcanismo nel·l'area mette in evidenza come in questo senore dellautena alpina l'approccio disrontinuo risulti piùconsistente con i dati di osservazione.

Si ritiene che la tettonica a placche sia ancorain grado di offrire spiegazioni esaurienti per l'in·sieme dei processi sia ignei che deformativi che in­teressano la litosfera durante e dopo la collisionecontinentale. L'analisi spazio tempotale del vulca·nismo in queste aree, mostra inoltre ehe non èpossibile applicare univocamente schemi semplici·stici della sua evoluzione per ricostruzioni palco­geodinamiche.

ASSTRACT. - The evolution in space and timeof volcanism is here discussed, witn referente todifferem processes of continenta[ collision. In afirst type tne convetgence stops after tne principaicollision pnase, while in a second one the conver­gence continues without a contemporary subductionof oceanic lithosphere.

The zoneography of orogenic volcanism appearssignificantly distinct for each type, as esemplifiedin the two areas of collision of eastern Mediter­ranean, northern Hellenides (eo-oligocenic phase)and eaSlern Turkey (pliocenic phase).

Continental lilhosphere undergoes Iarge defor­mations during and after the collision processes,as described by two alternative models of con­tinuous and discontinuous rheologicai behaviour.11>e analysis of the evolution of volcanism in theaegean area points out a better consistente of thediscontinuous approach for this seclor of lhealpine belt.

Plate tectonics appears to provide stili exhaustiveexplanations for both igneous and deformationprocesses alTecting the litnosphere during and afterthe contincntal collision.

The analysis in space and time of volcanism inthe ahove mentioned areas shows that its evo[utioncannot be univocally used in pa[aeogeodynamicalreconstructions.

l. Introduzione

Nel quadro della tettonica a placche learee convergenti rappresentano zone di spe­ciale interesse per la complessità dei processigeologici e ignei che in esse si verificano. Iprocessi di subduzione sono sempre accom­pagnati dalla produzione di magmi la cuievoluzione costituisce un'espressione dellacinematica e della dinamica del sistema con­vergente.

I numerosi dati raccolti nelle aree di sub­duzione attiva hanno consentito di proporre

1028 F. INNOCENTI, P. MANETTI, R. MAZZUOLl, L. VILLARI

schemi relativamenle diffusi, che legano lecaratteristiche del vulcanismo e le sue varia­zioni nel tempo e nello spazio con l'evoluzionegeotettonica dell'area nella quale si collocano.Questi schemi sono stati, talora con successo,applicati particolarmente alle ricostruzionipaleogeodinamiche.

I processi convergenti possono portare co­me ultimo atco della loro evoluzione a feno­meni di collisione fra masse continentali checostituiscono uno degli elementi più dram­matici neH'evoluzione dei sistemi orogenici.La loro articolazione risuha estremamentecomplessa ed ancora non perfettamente com­presa: la descrizione dei processi di colli­sione continentale ha seguico vie anche pro­fondamente divergenti, basate su principi chemettono talvolta in dubbio i fondamenti stessidella tettonica globale.

L'allività ignea riflette la complessità delquadro geotettonico nel quale si manifestae, se opportunamente chiarita, può portareutili contributi alla comprensione dei modelliproposti per il comportamento reologico deisistemi in convergenza.

In questo lavoro si intende analizzare lamodalità di sviluppo spazio-temporale delvulcanismo ne[Je~aree di collisione continen­tale, confrontandone i lineamenti essenzialicon gli schemi evolutivi usualmente adottatinelle zone di convergenza ed esaminando leloro implieazioni sulla interpretazione deimeccanismi deformativi ehe hanno agito nel­la Iitosfera. Tali problemi saranno illustratida esempi tratti dal Mediterraneo orientaledove l'orogenesi alpina ha prodotto estesedeformazioni post-collisionali associate ad in­tense manifestazioni magmatiche.

2. Processi di collisione continentale evulcanlsmo

Le zone convergenti sono caratterizzatedalla presenza di un arco magmatico nel qualeposizione e natura dei prodotti eruttati sonocontrollati dalla geometria del sistema. Dalmomentq che la profondità della zona sismicainclinata sotto gli archi attivi si mantienefra valori compresi per lo più tra 150 e250 km (GILL, 1981), la distanza del frontevulcanico dal confine convergente dipendein modo determinante dall'angolo cl> di im­mersione della placca sottoscorrente (LuYEN­DIK, 1970). Esiste inoltre una generale cor-

relazione fra caratteristiche chimiche deimagmi eruttati e profondità della zona sismi­ca inclinata {hl, osservandosi in generalemagmi relativamente più alcalini in corri­spondenza dei più alti valori di h (DICKIN­SON, 1975).

Nella stOria di un sistema convergenteavremo variazioni nella posizione del frontevulcanico e/o nell'affinità dei prodotti emessiogni volta che la geometria del sistema su­birà modificazioni. Queste possono essere do­vute all'interazione di molteplici fattori, qualivariazioni nella velocità di convergenza, etàdella litosfera oceanica Sottoscorrente, suecaratteristiche (CROSS e PILGER, 1982) edinfine distacco del segmento litosferico sub­dotto.

Si deve inoltre ricordare che vulcanismo esubduzione non sono processi rigorosamentesincroni. Esiste infatti un fenomeno di iste­resi che si manifesta soprattutto nelle fasiiniziali e finali del processo convergente, maanche durante la sua evoluzione, se varianole condizioni dinamiche che controllano ilsistema. Di fatto l'effetto della dinamica pro­fonda sul vulcanismo è sempre caratterizzatada un ritardo più o meno ampio la cui unitàdi misura è comunque il milione di anni.

Una delle cause più comuni e geologica­mente più significative che determinano laconclusione dei processi subduttivi è rappre­sentata dalla collisione continentale. In que·sro caso, infatti, la densità relativamentebassa delle masse continentali impedisce unaloro efficiente partecipazione alla subduzione(McKENZIE, 1969). Tuttavia, in casi partico­lari, si può ipolizzare uno sdoppiamento dellacrosta stessa ed una limitata subduzione del·la crosta inferiore.

Questo processo è destinato in ogni modoad esaurirsi in tempi relativamente brevi.

Il processo di collisione continentale èsempre legato ad una sostanziale modifica del­l'assettO geostrutturale; due modelli limitesono ipotizzabili:

I ) la collisione determina la rotaie cessa­zione dei movimenti convergenti. In questocaso il segmento subdotto tende ad accen­tuare l'angolo di immersione, in quanto sol­lecitato esclusivamente dal proprio peso. In­fine si produrrà il distacco della litosferasottOscorsa (ELsAssER, 1971; MOLNAR eATWATER, 1978);

VULCANISMO NELLE ZONE DI COLLISIONE CONTINENTALE 1029

2) la convergenza continua anche dopola collisione continentale. Questa situazioneè certamente più rara della precedente inquanto richiede che il movimento della plac.ca Sottoscorrente sia dovuto all'azione conco­mitante di due forze, una rappresentata dallagravità e l'altra determinata da processi dispinta a tergo. In questo caso la resistenzaesercitata dalla massa opponente non è suffi­ciente a contenere la sollecitazione della con­vergenza, producendosi conseguentemente lapenetrazione del continente nel continente,associata ad una estesa deformazione Iitosfe.rica (McKENZIE, 1972 l. La geometria del si­stema convergente subisce una variazionecomplessa. Infatti all'atto della collisione con­tinentale l'inclinazione della placca subdottatende ad accentuarsi per poi subire una va­riazione negativa al momento del collassodel1a resistenza ed al conseguente aumento divelocità convergente. Anche in questo casol'evento finale è rappresentato dal distaccodel segmento subdotto per il progressivo esau·rirsi del movimento.

I processi di collisione continentale sonosempre associati a fasce di deformazione piùo meno estese. La complessità del contestodeformativo è cos1 accentuata da non con­sentirne la descrizione semplicemente in ter­mini di placche rigide anche nei loro bordi.

' ..~.'

.Q.'Fig, l, - Modello di penetrazione di una massarigida continentale (indicata dalla freccia vuota) inuna massa a comportamento plastico. Nella partesuperiore è rappresentata la fase di contatto conla formazione di una zona che si comporta rigida­mente: (puntinata) di fronte: al cuneo che si indenta.Gli stress principali sono massimi in questo trian­golo e decrescono da questo lungo le .. slip-lines,.curve. La parte inferiore mostra come: l'ulteriorepc:netrazione del cuneo rigido provoca un flusso late­rale di materiale nella direzione indicata dalle freccepiene. Le linee orizwntali rappresentano la litosferaoceanica, i triangoli le zone di subduzione (daTAPPONNIER, 1977; MOIJIIAR e: TAPPONtE!, 1978).

TABELLA lVulcanismo e collisione continentale

CESSAZIONE DELLA

CO'IVERGENZA

PROSECUZIONE DELLA

CO'IVERGENZA

GEOMETRIA DELLA SUBOOZIONE

AuMENTO 01 DISTACCO DEL

SEGIIEHTO LlTOSFERICO

VARIAZIONE COIIPLESSA

GENERAUlENTE CON AUIIENTO

E SUCCESSIVA DIMINUZIONE

DELL'ANGOLO

VARIAZ/ONI SPAZIALI

DEL FRONTE VULCANICO

ARRETRAMENTO SPESSO

DISCONTI NUO

VARIAZIONI CHIIIICHE

NEL TE/'\PO

GENERALE AUIIENTO DI

K ALL'INTERNO DEL

CI CLO OROGEN I CO

DISTINTI CICLI

OROGENICI

Si è pertanto sviluppata un'ipotesi che fa ri­ferimento a comportamenti reologici dellalitosfera differenziati nei due blocchi a con­trasto. Secondo questa visione uno dei dueblocchi si comporta rigidamente, mentre l'al·tra, interessato sul margine da processi vul­canici, assume un comportamento di tipo pla­stico (MOLNAR e TAPPONNIER, 1977), In

questa condizione la litosfera cola lateral­mente nella zona di minore resistenza, sottOla spinta del blocco rigido che è general­mente modellato come un cuneo. Il flussolitosferico si realizza con andamento generai.mente divergente rispetto alle zone di inden­tazione (fig. 1), Sono stati sviluppati mo­delli semplificati di tipo bidimensionale che

1030 F. INNOCENTI, P. MANETTI, R. MAZZUOLl, L. VILLARI

consentono di descrivere il flusso mediante!'individuazione di linee di scorrimento rela­tivo il cui andamento è confrontalO con lelineazioni slrullurali (MOLNAR e TAPPONNIER,1978).

Questi modelli che, come già detto, sonodi tipo qualitativo, non sono tuttavia con­frontabili in maniera diretta ed immediatacon la realtà geologica anche perchè è op­portuno rimarcare che «slip.[ines are norfaults» (ENGLAND e McKENZfE, 1982).

Una modellizzazione alternativa maggior­mente ancorata ai fondamenti della tettonicaglobale è rappresentata dall'ipotesi che de·scrive le complessità strutturali delle zone dicollisione continentale in termini di defor­mazione non continua. Secondo questa vi­sione il risultato dell'impallO continentaleproduce un processo di frammentazione Iito·sferica con generazione di blocchi fondamen·talmente rigidi. In pratica si realizza fra ledue grandi placche continentali in opposizioneun mosaico interposto di microp[acche in mo­vimento largamente indipendente, la cui ci­nematica rende conto della complessa situa­zione strutlurale della fascia collisionale(McKENZIE, 1972; DEWEY et al., 1973).

Le significative variazioni della geometriadella subduzione, nonchè le intense deforma­zioni subite dalla placca sottoscorrente, tro­vano un preciso riscontro nell'evoluzione delvulcanismo.

I caratteri fondamentali delle variazionidel vulcanismo secondo le due principali mo­dalità di imerazione nella collisione conti­nentale sono riassunti nella tab. l. Nei duecasi limite previsti, l'evoluzione del vulca.nismo nello spazio e nel tempo e [e sue varia­zioni risultano significativamente differenzia­te. Infatti nel caso più generale dell'arrestodella convergenza, è prevedibi[e un continuoavanzamento del fronte vulcanico accompa­gnato da un progressivo aumento di alcalinità.Questa evoluzione caratterizza la fase seniledel ciclo vulcanico orogenico. Se invece laconvergenza prosegue dopo [a fase collisio­naIe le variazioni del chimismo e della distri­buzione spazio-temporale del vulcanismo ri­sultano notevolmente più complesse. In ge­nerale è possibile prevedere un arretramentodiscontinuo del fronte vulcanico associatO aduna regressione del grado di alcalinità e quin­di allo sviluppo di un nuovo ciclo evolutivo

indipendente dal primo. La conclusione diquesto secondo ciclo sarà ancora una voltacaratterizzata dalla emissione di prodotti viavia più ricchi in potassio fino a shoshoniti.La posizione spaziale di questo vulcanismotenderà ad occupare però zone sempre piùarretrate rispetto alla fascia collisionale ormaisuturata, in risposta al processo di avanza·mento-smembramentO prodotto dal progre­dire della convergenza. I processi geodina­mici che si verificano in questa fase sono causadei fenomeni deformativi che, come ricordatO,sono descrivibili attraverso due ipotesi alter­native. Il vulcanismo assume all'interno deidue modelli uno sviluppo differenziatO. Ciòconsente di utilizzare [a ricostruzione dellastOria vulcanica per porre dei vincoli all'ap­plicazione di una delle due ipotesi. I caratteridel vulcanismo conseguenti all'assunzione diuna diversa reologia della litOsfera sono iseguenti:

a) Approccio continuo

La deformazione Iitosferica presenta carat­teri essenzialmente plastici. Il flusso diver­gente di materia verso zone di minor resi·stenza tende a produrre processi di assoni­gliamento che, nel caso teorico di materiali acomportamento plastico, perdura presecin­dendo dalla variazione della sollecitazione ap·plicata. Questo processo determina una risa­lita del materiale astenosferico con la conse·guente modificazione delle condizioni termo­bariche. I processi magmagenetici possonoquindi avere luogo; il vulcanismo, una voltainnescato, interesserà la zona deformata pro­seguendo al perdurare dell'assottigliamento.La sua intensità inoltre è destinata ad incre­mentarsi ed a raggiungere il massimo, in cor­rispondenza della massima fase deformativa.

hl Approccio discontinuo

Il vulcanismo si localizzerà essenzialmentelungo le linee di discontinuità geotettonica.Tuttavia, usando il quadro strutturale carat­terizzato da microzolle in movimento relativo,il tipo di interazione dominante sarà trascor­rente. Lo sviluppo del vu1canismo sarà quin.di limitato a quei particolari settori dove glisforzi trascorrenti inducono locali assetti ten­sionali; le manifestazioni eruttive sarannopertanto non solo localizzate ma anche limi-

VULCANISMO NELLE ZONE DI COLLISiONE CONTINENTALE

TABELLA 2Vu/canùmo ~ mod~J/i di deformazion~ /itosf~rica

neJ/~ fasi posHo//isione contin~n/a/t

1031

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TRA.NSI ZIOIlALE

tate nel tempo. I margini del1e microzolle inmovimemo relativo potranno anche non pre·sentare una netta con6gurazione, ma essererappresentati da una zona di diffusa defor­mazione imracontinentale. Ciò si veri6cheràladdove gli sforzi di taglio applicati, risultanomediamente contenuti, tanto da consentireun comportamento di tipo visco-elastico dellaIitosfera inferiore. La parte superiore dellaIitosfera presenterà anche in queste aree: unassetto tensionale a causa del suo comporta·mento rigido (DEWEY, 1982).

[ caratteri generali della distribuzione delvulcanismo sttondo i due approcci sono sin­tetizzati neUa tab. 2.

L'affinità petrogenetica dei prodotti erut­tati nelle fasi post-collisionali può assumerecaratteri contrastanti. Infatti oltre alla pre­senza di vulcanismo orogenico di tipo calco­alcalino che tende progressivamente ad esau­rirsi, eventualmente modi6cando le sue ca­ratteristiche verso termini sempre più potas­sici, si osserva la comparsa di magmi ad affi­nità diversa legati a processi genetici chesono localizzabili nella Iitosfera profonda oall'interfaccia litosfera-astenosfera. Tali pro­dotti avranno affinità variabili; essi potrannoessere infani di tipo Na-alcalino, come nellamaggior parte dei casi, 6no anche a subalca·Iino-tholeiitico a seconda delle caratleristichedella sorgente e delle condizioni che control­lano i processi magmagenetici.

3. L'esempio del ì\lediterraneo orientale

Il Mediterraneo orientale COStitUisce

un'area probabilmente unica per veri6care

le relazioni tra vulcanismo e processi geodi­namici in zone di collisione continentale. Inquest'area infatti la grande fase di collisionetra Africa ed Europa avvenuta nel Terziarioha prodotto tutta una serie di episodi defor.mativi (Utt'ONl attivi, estremamente com­plessi che sono stati descritti seguendo amobedue gli approcci, continuo e discontinuo.Inoltre la principale fase orogenica alpina èstata prettduta, accompagnata e seguita daun esteso vulcanismo la cui analisi consentedi controllare l'ipotesi di lavoro prettdente·mente illustrata.

Secondo la visione tradizi6nale illustratada vari autori (McKENzIE, 1972, 1978;OE'llT"EY e SENOOR. 1979) la principale colli­sione, alto terziaria, tra Africa ed Europa èavvenuta in modo diacrono tra bordi conti­nentali irregolari ed ha causato una frammen­tazione dei margini con la formazione di unmosaico di zolle in movimento relativo. Ledimensioni di queste zolle sono molto mo­deste. I loro limiti non sono sempre bende6niti; tuttavia nell'insieme i processi diinterazione tra di esse possono essere inter­pretati ancora in termini di blocchi rigidiai loro margini (McKENZIE, 1977). In questavisione è ancora possibile parlare di miero­placche. In fig. 2 è riportata una rappresen­tazione schematia della situazione geodina­mica del settore esaminato vista nell'onica diprocessi deformativi essenzialmente discon­tinui, almeno a grande scala.

L'ipotesi alternativa basata sull'assunzionedi una litosfera rigido-plastica è stata avanzatada TAPPOIIo'NlER (1977) che ha. trasferito Il

questo settore della atena alpina il modello

1032 F. INNOCENTI, p, MANETTI, R. MAZZUOLI, L, VILLARI

E u R o P A A

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C R E TA

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I C A

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ARABIA

aUATERNARIO

Flg, 2. - Schema di evoluzione del Mediterraneo orientale seoondo il modello delle microplacche ri­gide (A) e delle deformazioni plasliche con flusso di materiale lungo linee di scivolamento (B-C).La parle superiore (A) è ripresa e modificata parzialmente da McKENZIE (1972), DEWEY et al. (1973),DEWEY e SI'.NOOR (1979). Le frecce indkano il senso di soorrimento delle placche; l'area rigata rappre­senta limiti di placca non ben definiti. In B è rappresentato il modello di penetrazione di due massecontinenlali rigide in un margine deformabile come avviene nel Mediterraneo orientale dove si assiste(C), alla penetrazione del blocco arabko e dci promomorio africano nella massa euroasiatica con flussoverso sud dell'arco egeo e {aurico (TAPPONNIEB., 1977). Per i simboli vedi fig. L

sviluppato per la descrizione delJa tettonicadell'Asia (MOLNAR e TAPPONNIER, 1975)(fig. 2). Secondo questo modello la penetra­zione dei due cunei costituiti da Arabia eAfrica causerebbe l'espulsione dell'arco egeo·taurico. In pratica la forma arcuata dellazona di Van, dell'arco sud egeo e dell'arcodel Makran (Iran sud-orientale) sarebbe ilrisultato di un flusso essenzialmente plasticodel bordo euroasiatico verso le zone di minoreresistenza, nelle quali può ancora essere con-

sumata litosfera aceanica. In ogni modo leampie deformazioni neotenoniche dell'interosettore sono statt: precedute da un generaleriasseuo della configurazione del sistema con·vergente, che ha avuto iJ suo momento critico

. nella fase collisionale continentale.Dalla storia geodinamica generale dell'area

estrarremo due situazioni specifiche che ser­vono ad illustrare le complesse e non sempreunivoche relazioni tra distribuzione, naturadel vulcanismo e ambiente geotettonica de-

VULCANISMO NELLE ZONE DI COLLISIONE CONTINENTALE 1033

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Fig. 3. - Carta sçhematica delle cinture vulcaniche orogenichec nel Miocc:cnec e nel Plio-Quaternario nel·l'area di Van (Turchia orientale). I punti neri indicano i centri vulcanici alcalino sodici del Plio-Quater­nario (da INNOCENTI et al., 1982 h).

Fig. 4. Diagramma K.O/SiO. dove sono ripor_tate le aree in cui cadono i campioni delle vu!canitiorogeniche della dntura meridionale miocc:cnica edella dntura settentrionale plio-quaternaria ndl'areadi Vano . l "" serie tholeiitka di arco; 2"" seriecaloo-alcalina; J "" serie ~hoshonitka.

si individua un nuovo fronte vulcanico calco­alcalino, 150-200 km più a Nord del prece­dente (fig. 3) (INNOCENTI et al., 1982 b).I prodotti eruttati nella fase finale del ciclopiù antico presentano contenuti in K20 rela­tivamente elevati (fig. 4) e sono costituitiessenzialmente da termini dacitici. In gene­rale si è osservato che i prodotti più recentidi questa fase sono anche i più ricchi inK20 giungendo fino a termini debolmenteshoshonitici.

La cintura più settentrionale che ha avutoinizio nel Miocene superiore e che è tuttoraattiva, presenta rocce con caratteri tipica.mente calcoalcalini e formanti una associa-

terminato dai processi di collisione conti­nentale.

3.1. Evoluzione del vulcanismo nelle fasi dicollisione continentale: il caso di Vane del Nord-Egeo

Nel vasto settore di collisione alto ter­ziario fra Africa ed Eurasia le due zone diVan e del Nord-Egeo mostrano una evolu­zione che corrisponde in modo abbastanzacompleto ai due casi limite descritti prece­dentemente (vedi tab. 2).

Infatti mentre nell'area di Van la conver­genza litosferiea continua fino ad oggi comeindicato anche dai dati sismologici (ROT­STEIN e KAFKA, 1982), nel nord-centro Egeoessa si è arrestata nel terziario spostandosicon discontinuità a partire dal Miocene medio­superiore in una zona più meridionale (FYTI­KAS et al., 1976). Nell'area di Van sonostate riconosciute due cinture costituite daprodotti calco-alcalini. La più meridionale sisviluppa fino al Miocene superiore; essa èparte di una più estesa fascia vulcanica cheborda il piede settentrionale della catena tau­rica e si spinge ad est nell'Iran centrale(INNOCENTI et al., 1982 a). Questa attivitàcessa con il Miocene superiore; a circa 6 m.a.

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1034 F. INNOCENTI, P. MANETTI, R. MAZZUOLt, L. VILLARI

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Fig. .5. - Rappr~tuione schematica che illustra l'evoluzione geodinamica nell'arc:s c:gc:lI (A) e nellaTurchia orientale (8).

zione che comprende lutti i termini da ba­salti a rioliti. I prodotti più recenti anchein questo caso risultano più potassici e ten­dono a disporsi nelle zone distali rispetto allimite convergente. Sono segnalati in Arme·nia sovietica limitati centri quaternari chehanno originato prodoni leucitici (ASLANIAN,1977). Essi sono tentativamente interpreta­b~li come prodotti più tardivi del ciclo oroge·mco receme.

Gli e!ememi essenziali che caratterizzanola storia evolutiva del vulcanismo orogenicodi questo seuore sono due e cioè:

a) variazione retrograda e discontinuadel fronte vulcanico. Il salto spazi aie si rea­lizza appena dopo la fase di collisione conti­n.entale considerata di età miocenica supe­nore;

h) all'interno di ogni ciclo si realizza uncontinuo incremento di potassiciti nel tempoe, almeno per il settore settentrionale, anchenello spazio.

Questa evoluzione è comprensibile se sitiene conto della storia geodinamica del set­tore, ne! quale la collisione continentale tardomiocenica tra Arabia ed Eurasia non è statain grado di artestare la convergenza Iitosfe.rica. Il mOtO penetrativo della placca arabicaè infalli continuato in seguito alla spinta

esercitata dal sistema di apertura del MarRosso-Golfo di Aden. La fase di collisionecontinentale miocenica è stata accompagnataprobabilmente da una riduzione della velo­citi di convergenza e da un conseguente in·cremento dell'angolo di subduzione come in­dicano le variazioni chimiche delle vulcanitiche costituiscono la fascia vulcanica meridio­nale. Quando la ~istenza del blocro di Vanè stata vinta con una combinazione di pro­cessi (frammentazione nella zona frontale ilnucleo arabico, stittamento divergente dellamicrozolla iraniana e anatolico-egea), la ve­locità di convergenza ha subito un rapidoaumento prima di realizzare il distacco dellalitosfera subdotta (fig. 5). Vi è da osservareche l'evoluzione del vulcanismo orogenico èaccompagnata dall'innesco di un'auiviti vul·canica non orogenica che è inizialmente loca­lizzata nella fascia di frammentazione lito­sferica fronteggiante il cuneo arabico ([NNo­CENTt et aL, 1982 b). QuestO elemento rom·plica il quadro evolutivo del vulcanismo nel­l'area, in quanto durante una stessa fase(Pliocene-Quaternario) si osserva un fronteorogenico prtteduto spazialmente da unaestesa fascia dominata da prodotti prevalen­temente basaltici ad affiniti Na-alcalina. Que­sta attività si colloca quindi tra la sutura

VULCANISMO NELLE ZONE DI COLLISIONE CONTINENTALE 1035

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M E O TERRANfAN S E A

Fig. 6. - Distribuzione delle dnture vulcaniche orogeniche nell'Oligocene (tratto verticalt), nel Mioceneinferiore e medio (t,allo inclinato) e nel Plio-Qualemario (puntina/o) (da FYTIKAS et al., 1982).

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Fig. 7. - Variazione del contenuto in K.O vs. Sia.nelle vulcaniti orogeniche dell'Oligocene e del Mio­cene inferiore e medio nell'area egea. l limili 1111

le diverse serie come in fig. 4.

massiccio serbo-macedone-rodopico (FYTIKASet aL, 1982). L'attività vulcanica migra versoSud nel Miocene. Infatti l'area centro egeae anatolica occidentale è caratterizzata inquesto periodo dalla presenza di centri vul-

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•

••

continentale e la cintura vulcanica calco­alcalina.

Una situazione evolutiva totalmente di­versa si verifica nell'area egea. In questa re­gione l'attività vulcanica orogenica generadue cinture ben distinti spazialmente e tem­poralmente. La cintura più antica è ubicatanel nord·centro Egeo e si sviluppa dall'Eo·cene superiore fino al Miocene medio, pre·sentando la massima intensità nell'Oligocenesuperiore.Miocene inferiore. La cintura piùrecente è localizzata in una stretta fascia nelsud Egeo dove forma un fronte vulcanicoche dal Pliocene si e'stende 6no ad oggi (fig. 6)(FYTIKAS et aL, 1976, 1979).

L'evoluzione più complessa si osserva nel­la fascia settentrionale dove i prodotti piùantichi, oligocenici, sono situati nella Greciacontinentale. Essi si ricollegano ad analoghiprodotti in Bulgaria, Jugoslavia e nella Tur­chia occidentale, delineando una cintura con·tinua che bordava il margine meridionale del

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(anici che iniziano la loro attività spostandosiverso Sud fino al Miocene medio (FYTIKASet al., 1979). Questa migrazione è accom·pagnata da variazioni graduali del chimismodei prodotti eruttati. Infatti mentre i terminipiù amichi (fascia oligocenica) sono rappre­sentati essenzialmente da rocce della seriecalcoalcalina con contenuti in K~O tipici diserie orogeniche eruttate su margini conti­nentali relativamente spessi, i termini più re­centi tendono a divenire sempre pill ricchiin K~O con frequente presenza di manife­stazioni shoshonitiche che in genere conclu­dono l'attività vulcanica nei singoli settori(Limnos, Lesbos, Turchia occidentale) (fig. 7).II limite determinato dai centri vulcanici piùrecenti è spostatO di circa 200 km a Suddella cintura oligocenica. L'area occupata nelsettore ellenico dai prodotti dell'intero ciclopresenta una estensione trasversale di circa400 km. Questo valore è notevole e deveessere consideratO come il risultato di duedistinti effetti. Il primo è costituito da unareale migrazione nel tempo del fronte vulca­nico verso Sud; il secondo è rappresentatoda una fase di distensione di tutta la regioneegea avvenuta a partire dal Miocene medioe che è valutata sulla base di differenti datigeofisici e geologici intorno al 20·30 % nellaparte interessata dall'attività vulcanica (LEPICHON e ANGELIER, 1981).

La caratteristica essenziale di questo cicloorogenico è rappresentata quindi da uno spo­stamento continuo del fronte vulcanico versola zona di sutura continentale e del progres­sivo incremento di K~O nel tempo, con zo­neografia spazi aie dei prodoni dominata dallapresenza di termini alti in K~O elo shosho­nitici nelle zone prossimali alla fascia conver­gente. Questa era localizzata a nord del mas­siccio attico-cicladico, che costituiva la partesettentrionale della placea apulica. La lito­sfera oceanica subdotta tra il margine attivoradopico e quello passivo attico-cicladico, ap­partenente alla Tetide, è stata completamenteconsumata nell'Oligocene; in questo periodoinfatti si è verificata la fase collisionale con­tinentale conclusiva (BOCCA LETTI et aL,1974).

Si assume che dopo la fase di collisione,venendo meno la spinta di sonoscorrimentoverso Nord del sistema Tetide-Apulia, la lito­sfera oceanica' subdona abbia subito un in-

cremento di inclinazione avvicinandosi gra­dualmente alla posizione verticale (fig. 5). Inquesta fase post-collisionale il vulcanismo harisposto all'incremento dell'angolo 4'1 di sub·duzione migrando in avanti e variando leproprie caratteristiche chimiche in relazioneall'approfondimento della litosfera subdotta.

L'evoluzione successiva dell'area egea ri­sulta dominata da due importanti eventi. Ilprimo è rappresentato dal distacco della lita.sfera subdotta ormai verticale, determinatadall'azione della gravità; il secondo è costi­tuito dal salto della subduzione, che dal set­tore nord-apulico si sposta nella parte suddella stessa placca dove era disponibile an­cora litosfera aceanica (Mesogea). Questa si­tuazione si realizza intorno a 12-13 milionidi anni (FYTIKAS et al., 1976; LE PICHONe ANGELlER, 1979) e rappresenta l'inizio delciclo neotettonico egeo tuttora attivo. Estato probabilmente questo salto di subduzio­ne che ha bloccato il sistema convergentesettentrionale impedendo un'ulteriore pene­trazione intracontinentale del tipo presentenella zona della Turchia orientale.

I due esempi citati mettono in evidenzacome, in una zona di collisione continentale,l'evoluzione dei prodotti eruttati all'internodi un ciclo vulcanico possa assumere caratteriapparentemente contrastanti in risposta a dif·ferenti assetti geodinamici. Infatti si può ve­rificare, dopo la fase di collisione, sia unamigrazione retrograda del vulcanismo conpolarità del K20 dei prodotti emessi cheassume la stessa direzione del sottoscorri­mento litosferico (Van-Armenia), sia una mi­grazione prograda dell'attività con una pala­rità del tenore in K20 dei prodotti eruttatiopposta a quella della subduzione (Nord­Egeo). Anche la geometria delle aree vulca­niche è fortemente condizionata dalla severitàdei processi post<ollisionali. Nella regionedi Van, infatti, si osserva la formazione diuna cintura vulcanica arcuata con concavitàrivolta verso la placca penetrante, esattamen­te l'opposto, cioè, di quello che si verificanell'Egeo e, in generale, nella maggior pattedelle situazioni convergenti.

3.2. Vulcanismo e deformazioni posl-collisio­noli nell'area egea

Dopo la fase di collisione continentale ter­ziaria, l'area egea è stata interessata da un

VULCANISMO NELLE ZONE DI COLLISIONE CONTINENTALE 1037

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Fig. 8. - Carta scnematica delle microzolle e distribuzione del vulcanismo dal Miocene superiore nel­l'area egea.. 1) vulcaniti del Miocene superiore; 2) vulcaniti plio-quatemarie; J) limiti delle micf'Oozolle; 4) limite del piegamento delle Ellenidi esterne; 5) limite presunto delle microzolle; 6) grabensdell'Anatolia occidentale che indicano il limite non ben definito tra microplacca egea ed anatolica (daLE PICHON e ANGElIER, 1979; DEWEY e SENGOR, 1979; modificato parzialmente). Le cifre all'internodella figura indicano i diversi affioramenti: 1) Monti Voras; 2) valle dello Struma; J) isole Licadi earea di Valos; 4) Psatura (Sparadi sett.); 5} Erine; 6) Calogeri; 7) area di Smirne; 8) Kula; 9) Afyon;lO) Samos e Palmas; 11) Bodrum; 12) Antiparos; 13) arco vulcanico sud egeo.

generale riassetto strutturale che è stato con­trollato dai movimenti penetrativi del bloccoarabico nella massa turco-iraniana e dall'in­staurarsi della nuova subciuzione sud-egea. Idati geofisici indicano che il blocco egeo ri­sulta limitato da bordi con caratteristichedifferenziate (McKENZIE, 1972). Infatti men­tre la parte sud è caratterizzata da un sistemaconvergente arco-fossa, il lato settentrionaleed occidentale mostra un limite prevalente­mente trascorrente che si individualizza nellafossa nord-egea considerata come una prose­cuzione della faglia nord-anatolica (DEWEY

e SENGOR, 1979). Il lato orientale, infine, ècaratterizzato da un limite diffuso e mal de­finito di deformazione intracontinentale lacui manifestazione più superficiale è data da

una serie di graben ad andamento circa est­ovest (fig. 8). Questo blocco è in rapido mo­vimento verso sud·ovest e si distacca quindidalla massa anatolica, in moto verso ovest,proprio attraverso il bordo deformato egeo­anatolico. Altri effetti di stiramento e defor­mazione estensiva si verificano a nord dellafaglia nord-anatolica dove un cuscinetto dimicrozolle rimaste a contatto tra la micro­placca egea e l'Eurasia stabile, tendono aseguire parzialmente il movimento di scorri­mento egeo (DEWEY e SENGOR, 1979).

Questo nuovo assetto geotettonica (fig. 8)si ririene abbia avuto inizio con il Miocenemedio quando cioè si è innescata la nuovafase subduttiva sud.egea per la spinta late­rale esercitata dall'Anatolia. Nell'insieme,

1038 F. INNOCENTI, P. MANETTI, R. MAZZUOLI, L VILLARI

questi movimenti non sono certamente avve·nUii ~mplkemente attraverso lo smembra.mento di un margine di IilOsfera continentalein blocchi totalmente rigidi. Infaui, oltre al­le lane di deformazione intraeontinentale, sisono verificati importanti e continue fasidistensive in tutta l'area egea, che ha subilOun assottigliamento variabile da settore asettore compreso tra il lO % fino ad oltreil '0 % nelle zone ccntro-meridionali comesuggerito dall'analisi neotettonica e dai daligeofisici (DE BREMAEC\iliR et aL, 1982).

Durante la storia neolcttonica del bloccoegeo l'attività vulcanica si manifesta anche aldi fuori del limiu= convergente. La distribu­zione spaziale e temporale di questo vula­nismo e le sue caratteristiche chimiche met­tono in evidenza alcuni elementi che consen­tono di comprendere importanti aspetti delcomportamento geotettonico della regione. Icaratteri fondamentali di questa attività vul.canica possono essere cos1 sintetizzati:

l) si tratta di un vu1canismo a carattereprevalentemente alcalino sia sodico che po­tassico (fig. 9). Localmente sono presenti ter·mini francamente alcalini (Patmos, Calogeri,Psatura, ecc.) (FYT1KAS et al., 1982);

2) gli episodi vulcanici sono estremamen·te localizzati neUo spazio e nel tempo; spessosi tratta di manifestazioni monogenichc o c0­

munque legate a periodi eruttivi molto ridot­ti nel tempo. L'energia eruttiva delle variemanifestazioni è sempre molto bassa;

;) la posizione di questo vu1canismo è:sempre in relazione con lineamenti geotetto­nici ben definiti. Infatti la maggior parte deicentri eruttivi è ubicata lungo la fascia dideformazione che funziona da limite tra plac­ca anatolica ed egea. In questa zona il vul­eanismo è collegato con l'attività tensionaleche ha prodotto le strutture di sprofonda­mento tettonico che caratterizzano la regione.Tuttavia, anche se fasi tensionali si sonosviluppate dal Miocene medio fino ad ora,l'attività vulcanica risulta collegata ai movi­menti ed alle strutture temporaneamente piùattive.

Nel settore accidentale e settentrionale,centri vulcanici, di ridottissime dimensioni,compaiono sottolineando l'andamento del li·mite nord-egeo (isole Licadi e Sporadi setten­trionali) (INNOCENTI et al., 1979). Essi sonolocalizzati dove la faglia nord-anatolica si

piega maggiormente producendo fenomeni se­condari distensivi che hanno reso possibileil vulcanismo;

4) l'area centro-egea risulta praticamentepriva di vulcanismo; unica eccezione è rap­presentata dai piccoli centri eruttivi di Ami­paros e Calogeri, caratterizzati da contrastantiprodotti eruttivi, rispettivamente riolitici edalcali basaltici, con età compresa tra quattroe sei milioni di anni. Essi sono stati inter·pretati come l'effetto di una importanteanomalia termica nella zona di sutura conti­nemale terziaria dove ·si è: verificata, proprionell'area di distacco della placca subdotta du­rante la fase di convergenza più antica, unarisalita di astenosfera (INNOCENTI et aL,1982 c). Questa ha generato locali fenomenidi anatessi crostale da cui hanno trntto ori­gine le rioliti di Antiparos e gran parte deicorpi intrusivi granitici e granodioritici tardo­miocenici del massiccio auico-cic!adico e, lad­dove la tettonica tensionale è stata più in­tensa, si è avuta la risalita di magmi basiciprofondi.

Al di fuori della microzolla egea, ai bordidella regione macedone (fig. 8) è presenteun'attività vulcanica di età plio-quaternaria(KOLIOS et aL, 1980; PANAGOS et aL, 1978),caratterizzata da prodotti intermedi ed evo­luti relativamente ricchi in potassio, essen­zialmente latiti e trnchiti (Monti Voras). Talevulcanismo è stato interpretato in modo ana­logo a quello che caratterizza l'Egeo orientalee l'Anatolia accidentale, in quanto si rinvienein zone nelle quali l'effetto del distacco dal·l'Eurasia della microzol1a macedone ha pro­dotto processi tensionali intracontinentali(KOLlOS et al., 1980).

Il quadro generale del vulcanismo egeoche si sviluppa dopo la fase collisionale ter­ziaria non fa che ripercorrere con la sua distri­buzione i lineamenti esterni della microzol1aegea. I limiti, infatti, di tali unità strutturali,risultano interessati da altività vulcanica lacui natura varia a seconda del carattere dellimite stesso. Il margine meridionale conver·gente è infatti contrassegnato da un frontevulcanico tipicamente calco-alcalino (INNO­CENTI et aL, 1981); il bordo occidentale esettentrionale presenta un vulcanismo di in­tensità molto modesta e con caratteri ten­denzialmente alcalini e allineato lungo dire­zioni ben definite approssimativamente coin-

VULCANISMO NELLE ZONE DI COLLISIONE CONTINENTALE 1039

cidenti con la faglia nord.anatolica. Sul latoorientale l'attività vulcanica risulta più di­spersa nello spazio e nel tempo, in accordocon il mal definito limite tra zolla egea czolla anatolica.

Riteniamo che questa distribuzione possaessere interpretata sulla base di un approcciodiscontinuo della deformazione litosferica.Infatti un comportamento rigido·plasticosuccessivo alla collisione continentale avrebbedovuto essere correlato con un vulcanismodiffuso particolarmente nell'area di maggiorassottigliamento centro-egea che, al contrario,ne risulta priva. Anche il carattere episodicoe scarsamente energetico dell'attività vulca­nica sostiene questa interpretazione.

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4. Considerazioni conclullive

L'evoluzione del vulcanismo nelle aree dicollisione continentale è complessa e non puòessere riportata ad uno schema utilizzabileunivocamente nelle ricostruzioni paleogeo­dinamiche.

L'analisi della distribuzione spazio-tempo­rale del vulcanismo fornisce comunque sem­pre elementi essenziali alla comprensione del·la storia geodinamica di un'area e pone im­portanti limiti ai differenti modelli utilizzatiper descrivere l'insieme dei fenomeni che in­teressano la litosfera nelle fasi collisione epost-collisione continentale.

I processi di collisione continente-eonti­nente hanno modalità di sviluppo variabileall'interno di due casi limite e cioè: 1') colli­sione ed arresto del moto convergente.2") collisione e prosecuzione del moto con­vergente.

Il vulcanismo orogenico e la sua evoluzio­ne assumono nei due casi caratteri molto di­versi o addirittura opposti. come sottolineatodalla direzione di migrazione del fronte vul­canico e dalla polarità del chimismo dei pro·dotti eruttati. Nel primo caso, le variazionidelle condizioni geodinamiche del sistema col­lisivo favoriscono una migrazione del frontevulcanico continua in avanti verso il limitesuturato. accompagnata da un generale incre­mento nel tempo della potassicità dei pro­dotti eruttati; si delinea così nell'insiemedella cintura vulcanica una zoneogra6a carat­terizzata da una polarità chimica opposta alsenso della subduzione. Questa situazionegenerale è illustrata in modo esauriente dalla

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Fig. 9. - Diagramma alcali/silke indicante ilcampo di distribuzione delle vulcaniti dell'arco at­tivo sud egeo (tratto verticale) e delle vulcaniti delMiocene superiore - Quaternario della Greda (cerchipieni). La linea tratteggiata indica il limite tra asso­ciazioni alcaline e subalcaline.

analisi dell'evoluzione del vu1canismo oroge­nico oligo·miocenico nord egeo-anatolico chesi è sviluppato in questo settore del Mediter·raneo orientale nella fase di collisione ter­ziaria tra Eurasia e Africa.

Se la convergenza litosferica continua do­po la fase principale collisionale. ii frontemagmatico tende il subire un arretramentotalora anche molto marcato. con possibileformazione di più cicli orogenici. All'internodi ogni ciclo si può osservare una variazionespazio temporale del vulcanismo che SOttO­

linea con il suo chimismo una polarità ana­loga a quella della subduzione.

La prosecuzione della convergenza è resapossibile da uno smembramento litosferico.che in pratica sostituisce in questa fase lasubcluzione, ormai annullata o comunque ri·dotta ad effetti del tutto secondari. Gli in­tensi processi di frammentazione determi­nano vaste modi6cazioni nella geometria delfronte vulcanico che può assumere, in rela­zione alle caratteristiche del blocco penetran­te, forme in qualche modo anomale perchèarcuate in senso opposto alla precedente sub­duzione. Le zone più frammentate possonoinoltre essere interessate da un esteso vulca­nismo non orogenico. che risulta contempo·raneo a quello orogenico. ed ubicato in unaposizione prossimale rispetto alla sutura.

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Un'applicazione acritica a queste comples.se situazioni collisionali, di schemi tradizio­nali derivati dallo studio del vulcanismo inaree convergenti «normali », caratterizzatecioè da subduzione attiva di litosfera ocea­nica (BARBERI et aL, 1974), produrrebbeinterprC[azioni contradditorie e fuorvianti.

Un esempio concretO di una evoluzionegeodinamica di questo tipo è fornita dall'aml­lisi spazio temporale, nella Turchia orientale,del vulcanismo legato alla convergenza traArabia e blocco turco-iraniano. I grossi even­ti di collisione continentale sono in generaleaccompagnati da vasti fenomeni deformativiche si manifestano in modo particolarmenteintenso sul margine che si compottava atti­vamente durante la fase subduttiva. Tali fe·nomeni possono essere descritti secondo duemodelli reologici alternativi. Il primo, fa rife­rimento ad un comportamento essenzialmenteplastico della Iitosfera, che quindi si deformacon continuità; il secondo invece considerai lineamenti essenziali delle deformazioni co·me discontinui, perchè controllati sostanzial·mente dall'interazione di microzolle generatedalla frammentazione di margini continentali

entrati in collisione.La distribuzione del vulcanismo, la sua

durata ed intensità all'interno dei due mo­delli assume caratteri profondamente diversie tali da consentire una discriminazione al­meno a grandi linee dell'attendibilità dei dueapprocci.

La storia del vulcanismo della regione egea,dal Miocene medio 6no ad oggi, è usata permostrare come essa non sia consistente conun approccio tOtalmente continuo alla de­scrizione dei processi deformativi susseguentialla collisione Africa-Europa nel Mediterraneoorientale.

I concetti della tettonica a placche sem·brano ancora gli unici in grado di descrivereesaurientemente se non i dettagli delle defor­mazioni all'interno delle fasce collisionali cer­tamente le generali relazioni tra i differentiblocchi prodotti dall'impatto continentale esoprattutto la distribuzione spazio-temporaledel vulcanismo e la sua affinità petrogenetica.

Lavoro eseguilO con il contribulo finanziario delC.N.R ..

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