RENDICONTI Soc;età HaUana d! Mineralogia e Petrolollia, 38 /3}: pp. lQ21-1(}fJ Comunlcl\ZIOne presentata. a.lla RIunIone della SIMP In Rende-Cetrflro (Cosenza) li 27-10_1982 VULCANISMO NELLE ZONE DI 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} Catania e Istituto di Mineralogia e Penografia dell'Università, via dei Verdi 75, 98100 Messina RIASSUNTO. - In questo lavoro viene discussa l'evoluzione spazio-temporale del vu1canismo in fun· zione dei processi di collisione continentale che assumono modalità differenti comprese tra due casi limite. Nel primo la convergenza cessa dopo la prin- cipale fase di collili.ione, nel secondo invece continua senza che si abbia una contemporanea subduzione di Iitosfera oceanica. La 7oneografia del vu1canismo orogenioo appare significativamente distinta nei due casi che sono esemplificati nel Medilerraneo orien- tale nelle due aree di collisione delle Ellenidi set- tentrionali (fase eo-oligocenica) e della Turchia orientale (fase pliocenica). La \itosfera continentale subiSte durante e dopo i processi collisivi ampie deformazioni desçritte se- condo 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 della utena alpina l'approccio disrontinuo risulti più consistente con i dati di osservazione. Si ritiene che la tettonica a placche sia ancora in grado di offrire spiegazioni esaurienti per l'in· sieme dei processi sia ignei che deformativi che in- teressano la litosfera durante e dopo la collisione continentale. L'analisi spazio tempotale del vulca· nismo in queste aree, mostra inoltre ehe non è possibile applicare univocamente schemi semplici· stici della sua evoluzione per ricostruzioni palco- geodinamiche. ASSTRACT. - The evolution in space and time of volcanism is here discussed, witn referente to differem processes of continenta[ collision. In a first type tne convetgence stops after tne principai collision pnase, while in a second one the conver- gence continues without a contemporary subduction of oceanic lithosphere. The zoneography of orogenic volcanism appears significantly distinct for each type, as esemplified in the two areas of collision of eastern Mediter- ranean, northern Hellenides (eo-oligocenic phase) and eaSlern Turkey (pliocenic phase). Continental lilhosphere undergoes Iarge defor- mations during and after the collision processes, as described by two alternative models of con- tinuous and discontinuous rheologicai behaviour. 11>e analysis of the evolution of volcanism in the aegean area points out a better consistente of the discontinuous approach for this seclor of lhe alpine belt. Plate tectonics appears to provide stili exhaustive explanations for both igneous and deformation processes alTecting the litnosphere during and after the contincntal collision. The analysis in space and time of volcanism in the ahove mentioned areas shows that its evo[ution cannot be univocally used in pa[aeogeodynamical reconstructions. l. Introduzione Nel quadro della tettonica a placche le aree convergenti rappresentano zone di spe- ciale interesse per la complessità dei processi geologici e ignei che in esse si verificano. I processi di subduzione sono sempre accom- pagnati dalla produzione di magmi la cui evoluzione costituisce un'espressione della cinematica e della dinamica del sistema con- vergente. I numerosi dati raccolti nelle aree di sub- duzione attiva hanno consentito di proporre
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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
TiPO DI ""'l'ROCCID DUDRM.UIONE Vl.II..CNIl SItO AfFINIT... •
Dl SCONT INIIO
Pu.STiCA
RIGID.... LOCAUlENTE
VISCO-ELASTIC...
DIFfUSO. IIffEJISIT... •
IN oWftEKTO Nn TEIIPO
I..ocALIZZATO AI BORDI
DI l'LACC lRREGOUJlE.
IIfTENSIT • VMllU ILE
GEIlER...uo.ENTE BASS'"
GEJlERAUlENTE IlA-AlCAli fIO.
LOCAU\ENTE POTASSlctl Elo
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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N E R O
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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
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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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
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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
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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,
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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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