Il bradisismo e le deformazioni della caldera flegrea

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Nei periodi di tempo compresi tra il 1969-72 ed il 1982-84 gli abitanti dell’area flegrea, e di Pozzuoli in particolare, sono stati testimoni e vittime di un fenomeno di sollevamento del suolo che, in pochi mesi, ha portato quest’ultimo ad un livello, complessivamente, di circa 3.5 m più alto. Questo fenomeno, noto con il nome di bradisismo (letteralmente movimento lento del suolo, in contrapposizione con il movimento veloce che si realizza nel corso di un terremoto) è stato di recente (Orsi et al., 1996) interpretato come parte di un fenomeno più complesso che ha determinato un sollevamento del suolo, nell’area puteolana, di circa 90 m negli ultimi 10 ka. In realtà tutto il fondo della caldera del Tufo Giallo Napoletano è stato deformato negli ultimi 10 ka a seguito dell’instaurarsi di un fenomeno di risorgenza tutt’ora in corso. La presenza di faglie e la dislocazione di blocchi sono evidenze di deformazioni a lungo termine, mentre le due crisi bradisismiche verificatesi nel 1969-72 e nel 1982-84, sono la testimonianza di defomazioni a breve termine, così come le deformazioni del suolo verificatesi prima dell’eruzione del Monte Nuovo (Parascandola, 1947). Tutti i dati relativi alle crisi bradisismiche più recenti hanno consentito di indagare sulle relazioni esistenti tra deformazioni a lungo termine e deformazioni a breve termine.

Deformazioni a lungo termine

La risorgenza all’interno della caldera del Tufo Giallo Napoletano è cominciata tra 10.5 e 8.0 ka b.p. (Giudicepietro, 1993). L’inizio del fenomeno potrebbe essere messo in relazione con l’eruzione trachibasaltica di Minopoli, quando, cioè, nuovo magma, più caldo e meno differenziato rispetto al magma residente (Civetta et al., 1991), si è intruso nella camera magmatica superficiale. L’acme della risorgenza è stato raggiunto circa 5.0 ka b.p. (Rosi e Sbrana, 1987; Giudicepietro, 1993) ed è immediatamente precedente al secondo periodo della attività vulcanica recente.

Sezione geologica schematica della Caldera Flegrea (Orsi et al., 1996)

Il settore nord-orientale della parte continentale della caldera del Tufo Giallo Napoletano è attraversato da faglie verticali ad andamento NW-SE e NE-SW. La parte maggiormente sollevata del fondo calderico è il blocco de La Starza, costituito dall’omonimo terrazzo marino. Questo terrazzo è composto da due successioni di sedimenti marini, ognuna delle quali ricoperta da depositi continentali. I paleosuoli sottostanti i depositi continentali sono stati datati con il metodo del 14C, ed hanno fornito un’età di 8.0 e 4.6 ka per i due episodi di emersione (Giudicepietro, 1993). I fossili più antichi, compresi nella successione più bassa dei sedimenti marini, hanno invece dato età di 10.5 ka (Rosi e Sbrana, 1987; Giudicepietro, 1993). Considerando che il livello del mare è risalito in maniera più o meno costante nel corso degli ultimi 10 ka, i due depositi continentali testimoniano due periodi di sollevamento del suolo, ad una velocità maggiore rispetto alla risalita del livello del mare. Il blocco de La Starza è delimitato a sud-ovest da una falesia fossile, impostata lungo una faglia ad andamento NW-SE. Una faglia ad andamento NE-SW delimita il blocco de La Starza a nord-ovest: questa faglia, che ribassa il blocco occidentale, disloca anche i versanti meridionali del cono tufaceo del Gauro e, probabilmente, attraversa la piana di San Vito raggiungendo l’edificio del Senga.
Anche la parte sud-occidentale sommersa del fondo calderico è attraversata da faglie normali (Colantoni et al., 1972; Pescatore et al., 1984).
Orsi et al. (1996) hanno esaminato le successioni stratigrafiche (logs e carote) di circa 700 sondaggi eseguiti nell’area Napoletano-flegrea. Le superfici che separano i sedimenti marini costieri dai sovrastanti depositi piroclastici di età nota, messi in posto in ambiente subaereo, sono state assunte come orizzonti guida. La comparazione tra l’attuale profondità a cui si incontrano tali superfici ed il livello del mare al tempo della loro formazione, consente di effettuare una stima della dislocazione verticale cumulativa a lungo termine subita dalle aree che includono le diverse superfici rilevate. Un simile studio è stato condotto sull’area napoletano-flegrea utilizzando le superfici che si rilevano al di sotto dei depositi delle eruzioni vesuviane di Mercato (8.0 ka; Arnò et al., 1987) e delle pomici di Avellino (3.8 ka; Vogel et al. 1990), e delle eruzioni flegree del Tufo Giallo Napoletano (15 ka; Alessio et al., 1971) e di Agnano-Monte Spina (4.3 ka; Rosi e Santacroce., 1984).
La base dei depositi delle eruzioni di Mercato e delle pomici di Avellino è stata rinvenuta in perforazioni eseguite nella valle del Sebeto a profondità di circa 30 m sotto il livello del mare ed in prossimità del livello marino attuale. La base delle piroclastiti di Agnano-Monte Spina è stata ritrovata ad una profondità di circa 15 m sotto il livello del mare in una perforazione eseguita nella piana di Fuorigrotta, mentre la base del Tufo Giallo Napoletano è stata attraversata da una perforazione eseguita lungo la costa, nei pressi di Chiaia, ad una profondità di 85 m sotto il livello del mare. La profondità di queste superfici, rappresentata in funzione dell’età, è stata comparata con le curve di variazione del livello del mare (Labeyrie et al., 1976; Aloisi et al., 1978; Pirazzoli, 1976; Antonioli e Frezzotti, 1992; Alessio et al., 1994). La curva proposta da Antonioli e Frezzotti (1992) è stata presa come riferimento, in quanto costruita nell’area più stabile. Le aree di Fuorigrotta e Chiaia hanno subito una subsidenza cumulativa di poche decine di metri negli ultimi 15 ka, mentre le aree ad est di Napoli non hanno subito alcuna dislocazione verticale significativa almeno negli ultimi 8.0 ka. I risultati ottenuti applicando la stessa tecnica alle superfici esposte lungo la falesia fossile che delimita il terrazzo marino de La Starza sono stati comparati con quelli ottenuti per superfici similari rinvenute in perforazioni eseguite nelle vicine piane di Toiano, Agnano e Fuorigrotta, evidenziando che la risorgenza della parte centrale della caldera del Tufo Giallo Napoletano non è avvenuta in maniera omogenea, ma attraverso la dislocazione verticale differenziale di un numero discreto di blocchi. Inoltre, nelle aree periferiche della caldera del Tufo Giallo Napoletano, si rinvengono sia blocchi significativamente meno sollevati rispetto alla parte centrale, sia blocchi subsidenti, come nel caso delle piane di Agnano e Fuorigrotta negli ultimi 4.3 ka, dopo l’eruzione di Agnano-Monte Spina. Negli ultimi 15 ka, l’area ad est della valle del Sebeto è rimasta stabile, mentre l’area ad ovest ha subito una generale subsidenza. Una generale subsidenza hanno anche subito l’area compresa tra la costa di Posillipo e la piana di Agnano, e la costa tra Averno e Capo Miseno. La parte sollevata mostra chiare evidenze di deformazioni fragili, con una serie di fumarole attive allineate lungo i diversi sistemi di faglie che determinano tali deformazioni.

Carta strutturale schematica dei campi Flegrei (Orsi et al., 1996)

Deformazioni a breve termine

Deformazioni verticali a breve termine sono state di recente evidenziate ai Campi Flegrei. La presenza della linea di costa di età romana ad una profondità di 10 m sotto il livello del mare, e di numerose rovine di età romana e medievale a profondità variabili al di sotto del livello del mare è una evidenza della generale subsidenza subita dall’area dei Campi Flegrei negli ultimi 2.000 anni (Günter, 1931; De Pippo et al., 1984).

Una inversione di questo andamento si verificò prima dell’eruzione del Monte Nuovo del 1538 A.D., quando, sin dall’inizio del XIV secolo, a seguito di un lento sollevamento del suolo, la linea di riva avanzò nel tratto compreso tra Baia e Pozzuoli. Una sensibile attività sismica connessa con questo sollevamento fu avvertita in particolare nel corso dei due anni che precedettero l’eruzione. Nei due giorni immediatamente precedenti l’eruzione, inoltre, almeno venti violenti terremoti furono avvertiti, e la velocità di sollevamento aumentò, determinando una dislocazione verticale di 7 m. L’eruzione fu seguita da una lenta subsidenza che presumibilmente si arrestò solo nel 1969, quando ebbe inizio una nuova fase di sollevamento.
Tra il 1969 e la metà del 1972 i Campi Flegrei furono interessati dalla prima delle due crisi bradisismiche che sono state osservate con l’ausilio di moderne apparecchiature. Il sollevamento massimo, misurato nell’area di Pozzuoli fu di 1.7 m (Corrado et al., 1977). Questo sollevamento fu accompagnato da attività sismica con epicentri dei terremoti concentrati nella parte settentrionale della baia di Pozzuoli e nell’area tra Averno ed Agnano. Tra la metà del 1972 e la fine del 1974 il suolo si abbassò di 0.22 m, mentre, nei successivi otto anni non si rilevarono significativi movimenti verticali. Durante questo intervallo di tempo non vi fu attività sismica. All’inizio del 1982 cominciò una nuova fase di intenso sollevamento, accompagnata da debole attività sismica fino alla fine dell’anno. Dal 1983 alla fine del 1984 l’attività sismica fu molto intensa, con terremoti caratterizzati da epicentri maggiormente concentrati tra la Solfatara e Monte Nuovo e nella parte settentrionale della baia di Pozzuoli, ed ipocentri distribuiti tra la superficie ed i 4-5 km di profondità. Alla fine del 1984 il sollevamento raggiunse il suo valore massimo di 1.8 m. Dalla fine del 1984 è ripresa una generale lenta subsidenza interrotta solo da sporadici episodi di sollevamento di scarsa entità. La subsidenza non è mai stata accompagnata da terremoti, mentre la sismicità si accompagna anche alle più modeste fasi di sollevamento.

FONTE: http://www.ov.ingv.it/volcanology/flegrei/bradisismo.htm