Dopo l’ultima eruzione avvenuta durante il biennio 1888-90, l’isola di Vulcano, situata nel Tirreno Meridionale ad alcune miglia dalla costa settentrionale siciliana, manifesta attività fumarolica e termalismo. Il principale campo fumarolico di alta temperatura si sviluppa nel settore settentrionale del cratere del vulcano La Fossa (vedi foto in alto), da cui prese origine l’evento eruttivo citato. Fumarole di più bassa temperatura sono presenti presso la Baia di Levante, mentre pozzi termali ed emissioni gassose diffuse dal suolo si riscontrano in tutta l’area di Vulcano Porto e sui fianchi dell’edificio della Fossa.    Indagini geofisiche e geochimiche hanno individuato un corpo magmatico intorno ai 2-3 km di profondità (Ferrucci et al., 1991; Nuccio e Paonita, 2001), di composizione riolitica (Sbrana, 1997). Una perforazione alla base della Fossa condotta nel 1980 da AGIP-EMS-ENEL, ha raggiunto rocce con temperature sopra i 400°C in assenza di fluidi (Faraone et al., 1986). Due acquiferi in ebollizione, rispettivamente a profondità di 90 e 226 m sotto il livello del mare, furono invece raggiunti da perforazioni AGIP condotte presso la Baia di Levante (Sommaruga, 1984).   Dopo l’ultima eruzione, l’attività vulcanica ha subito significative modifiche, con periodi di riscaldamento del campo fumarolico craterico (Sicardi, 1941; Martini et al, 1980; Carapezza et al, 1981; Sommaruga, 1984). Durante l’ultimo ventennio, variazioni termiche e composizionali hanno interessato i fluidi emessi al cratere ed alla Baia di Levante, nonché le acque termali sull’isola (Carapezza et al., 1981; Cioni and D’Amore, 1984; Panichi and Noto, 1992; Bolognesi and D’Amore, 1993; Chiodini et al., 1993, 1995 and 2000; Capasso et al., 1992, 1994, 1997, 1999, 2000 and 2001; Tedesco, 1995; La Volpe et al., 1997; Nuccio et al., 1999; Paonita et al., 2002; Di Liberto et al., 2002). A partire dal 1988 la temperatura iniziò a crescere rapidamente, passando da circa 300°C fino ai 700°C raggiunti nel 1993. Allo stesso tempo aumentarono i flussi di vapore al cratere, che ugualmente culminarono nei valori massimi del 1993 (Italiano et al., 1997). Le principali variazioni chimiche ed isotopiche dei gas fumaroilici si verificarono nel 1988 e 1996, e più recentemente alla fine del 2004 (Fig.1). Altre variazioni, seppure di minor rilievo, avvennero durante il 1990, 1991, 1993, 1997 e 1998.A seguito di tali rilevanti variazioni e della progressiva crescita delle temperature delle fumarole crateriche, fu avviato un completo programma di sorveglianza a partire dal 1977. Il monitoraggio geochimico costituisce attualmente una parte fondamentale di tale programma ed comprende la misura di svariati parametri inerenti i fluidi termali dell’isola.
Fig.1   Fig.2   Fig.3   Fig.4

Geochimica dei fluidi fumarolici

La composizione dei gas fumarolici craterici mostra le tipiche caratteristiche dei fluidi magmatici di alta temperatura. Vapore acqueo e CO₂ costituiscono la porzione principale (più del 99 mol%), mentre N₂, HCl, HF e solfo sono presenti in frazioni di percento, e H₂ CO He e CH₄ sono in parti per milione (ppm). La concentrazione delle varie specie gassose e la temperatura delle emissioni sono cambiata nel tempo in relazione allo stato di attività vulcanica (Fig.1; Badalamenti et al., 1991a; Chiodini et al., 1993 e 1995). Le elevate correlazioni tra He, N₂ e CO₂ (Fig.2), insieme agli elevati rapporti isotopici dell’elio (R/Ra = 5¸6.5; Tedesco et al., 1995; Italiano e Nuccio, 1996) indicano che: i) le specie in questione derivano dalla stessa sorgente magmatica, ii) un termine idrotermale povero in CO₂ ed He si miscela a quello magmatico dando origine al fluido fumarolico campionato (Chiodini et al., 1993; Nuccio et al., 1999). I contenuti in solfo ed HCl sembrano anch’essi coerenti con il processo di miscelazione magmatico-idrotermale, benché la sublimazione di fasi solide lungo i condotti fumarolici maschera parzialmente il mixing (Di Liberto et al., 2002). La composizione isotopica del carbonio (espressa come d¹³C_CO2) varia tra +1‰ and -3.2‰ vs. PDB, in maniera sincrona con la concentrazione di CO₂. I valori più positivi sono raggiunti insieme alle concentrazioni più alte di CO₂ (Fig.3; Capasso et al., 1999). Anche in questo caso sono evidenti i processi di miscelazione tra il termine magmatico e quello idrotermale. Gli isotopi di H e O del vapore fumarolico delineano invece un quadro più complesso e certamente meno chiaro (Fig.4). Oltre ai termini magmatico ed idrotermale, una terza componente è presente ed è stata interpretata come vapore derivante da vaporizzazione totale di acqua meteorica che si infiltra nel sistema (Capasso et al., 1997; Chiodini et al., 1995 and 2000; Paonita et al., 2002).    Le fumarole della Baia di Levante mostrano invece le tipiche caratteristiche dei fluidi idrotermali di bassa temperatura (circa 100°C, alte concentrazioni di CH₄ ed H₂S, bassi contenuti di CO ed assenza di SO₂). La geotermometria gassosa stima temperature di equilibrio intorno ai 200°C (Chiodini et al., 1991), in sostanziale accordo con le temperature degli acquiferi idrotermali locali intercettati dalle perforazioni AGIP (vedi sopra), indicando chiaramente la zone di produzione di questi fluidi.

Fig.5   Fig.6  Fig.7

Modello generale di circolazione dei fluidi fumarolici

E’ evidente che il rilascio di fluidi ed energia da un corpo magmatico in degassamento sia stata la principale causa di aumento dell’attività a Vulcano negli ultimi decenni. I fluidi provenienti da un sistema idrotermale sotto La Fossa hanno contribuito ad alimentare le emissioni crateriche, miscelandosi con i gas magmatici e causando ulteriori fluttuazioni nella composizione chimica ed isotopica (Carapezza et al., 1981; Cioni and D’Amore, 1984; Tedesco, 1995 and 1997; Tedesco eand Scarsi, 1999; Capasso et al., 1997 and 1999; Nuccio et al., 1998 and 1999; Chiodini et al., 1993, 1995 and 2000; Paonita et al., 2002; Di Liberto et al., 2002). Il cospicuo set di dati e parametri acquisiti ha permesso una modellizzazione avanzata del sistema magmatico, di quello idrotermale, nonché della loro interazione dal punto di vista geochimico, consentendo di definire le condizioni chimico-fisiche delle due sorgenti di fluidi (Chiodini et al., 1993, 1995 and 2000; Capasso et al., 1997; Nuccio et al., 1999; Paonita et al., 2001; Nuccio and Paonita 2001). Tali modelli permettono di formulare un quadro generale del sistema vulcanico di Vulcano e del suo funzionamento (Fig.5).Il sistema idrotermale ha subito rilevanti evoluzioni nel tempo (Nuccio et al., 1999). Alla fine degli anni ’70, esso sarebbe stato un sistema bifase, descrivibile come una soluzione salina al 5¸15 wt% di NaCl, in ebollizione a 340ºC e 16 MPa (Fig.6). Malgrado l’evoluzione del sistema fumarolico durante gli anni ’70, il sistema idrotermale sarebbe rimasto sostanzialmente stabile fino ai primi anni ’80 (Italiano et al., 1984). Secondo Nuccio et al. (1999), un aumento del contributo magmatico nella seconda metà degli anni ’80 avrebbe causato una vaporizzazione totale della parte centrale del sistema idrotermale, con la formazione di una zona monofase vapore circondata dal sistema bifase liquido-vapore. Il vapore proveniente dalla zona bifase migra verso la zona centrale monofase depressurizzata, dalla quale risalgono direttamente i fluidi magmatici. In tali condizioni, avviene il processo di miscelazione di cui si è discusso (Nuccio et al., 1999; Paonita et al., 2002), chiaramente evidenziato dalle correlazioni lineari tra He, N₂ e CO₂. Durante il decennio 1988-98, queste correlazioni suggeriscono che il contenuto in CO₂ del vapore idrotermale sia rimasto costante (intorno a 2.5-3 mol%; Fig.6). Affiancando tale dato alle concentrazioni di NaCl nelle fumarole crateriche, Nuccio et al. (1999) suggerirono che, durante l’evoluzione degli anni ’80, il sistema idrotermale raggiunse 24¸30 wt% di NaCl nel liquido, temperature di 380¸400°C e pressioni intorno a 18¸20 MPa. Sulla base dei contenuti di HCl e S, l’evoluzione avrebbe anche riguardato il pH della soluzione salina, variato da1.7 nel 1978-80, fino a 4.3 durante gli anni ‘90 (Di Liberto et al., 2002; Fig.7). Utilizzando la composizione isotopica del vapore, Paonita et al. (2002) suggerirono che l’alimentazione principale del sistema idrotermale sarebbe legata ad acqua marina infiltrata nel sistema (D_H2O 10‰ vs. SMOW), che avrebbe subito evoluzioni chimiche ed isotopiche tramite parziale vaporizzazione ed interazione con le rocce ignee locali. Scambi isotopici con le rocce silicatiche modificherebbero l’originaria composizione isotopica dell’ossigeno (Paonita et al., 2002). Le notevoli quantità di carbonio trasportate dai fluidi idrotermali implicano che l’acqua circolante interagisce anche con CO₂ di origine magmatica; il carbonio raggiungerebbe valori compresi tra -2‰-6.5‰ per effetti di frazionamento cinetico durante la dissoluzione (Paonita et al., 2002). Precedentemente all’evoluzione della seconda metà degli anni ’80, le condizioni particolarmente acide della soluzione idrotermale furono probabilmente causate da estrazione di calcio dalle rocce e conseguente idrolisi di CaCl₂ e rimozione di CaOH. Il progressivo impoverimento di Ca all’interfaccia acqua-roccia e la formazione di paragenesi stabili avrebbero causato il successivo incremento del pH (Di Liberto et al. 2002). Sulla base della composizione isotopica dello zolfo nelle fumarole crateriche (Cortecci et al., 1996), Di Liberto et al. (2002) riconobbero anche simili processi di dissoluzione per minerali dello zolfo e riprecipitazione come paragenesi stabili. La composizione dei fluidi magmatici (in termini di CO₂, He, N₂) ha mostrato una serie di minimi e massimi di concentrazione (Fig.8; Nuccio et al., 1999). I picchi nella concentrazione di CO₂, He e N₂ hanno evidenziato ampiezza decrescente a partire dal 1988 fino al 1995, suggerendo un progressivo impoverimento di specie a bassa solubilità in un piccolo corpo magmatico in degassamento (Nuccio and Paonita, 2001). Al contrario, i picchi più elevati osservati nel 1996, 1998 e 2004 indicherebbero apporti di magma meno degassato verso la superficie. L’interpretazione di queste sequenze di eventi di degassamento tramite un modello di degassamento magmatico per miscele H₂O-CO₂-gas nobili-N₂ ha permesso di calcolare il percorso di risalita dei magmi che alimentano il sistema della Fossa (Nuccio and Paonita, 2001; Fig.9). Come risultato, i magmi responsabili degli eventi del 1996 e 1998 hanno degassato a partire da pressioni prossime a quelle finali delle serie precedenti, suggerendo processi di rimpascimento della stessa intrusione magmatica. La profondità dei magmi, calcolata con l’approccio di Nuccio e paonita (2001), è risultata intorno ai 2.5 km, in ottimo accordo quella ottenuta da studi petrologici (Sbrana, 1997)  e da tomografia sismica (Ferrucci et al. 1991). Gli elevati valori di rapporto isotopico dell’elio (5.5¸6.2 Ra) sembrano essere il tipico marker magmatico dell’area (Tedesco, 1995; Italiano and Nuccio, 1997; Tedesco and Scarsi, 1999). Il valore di ¹³C_CO2 prossimo a 0 ‰ (vs. PDB), ha mostrato variazioni entro pochi per mille, sincrone con le variazioni di concentrazione di CO₂ nelle fumarole (Paonita et al., 2001). Ciò è in accordo con i processi di arricchimento in ¹³C nelle bolle tramite frazionamento isotopico di equilibrio tra fuso silicatico e fase vapore. Il grado di arricchimento sembra compatibile con quello previsto per fusi di composizione intermedio-acida. La composizione isotopica dell’ossigeno varia tra 8¸11‰ (vs. SMOW), in relazione alle proporzioni di H₂O e CO₂ nel vapore magmatico. D dell’idrogeno magmatico varia ampiamente (-1¸-35‰ vs. SMOW), con i valori più bassi raggiunti durante i principali eventi di degassamento. La generazione di H₂ nelle bolle assolte dal magma e la successiva conversione in H₂O durante la risalita dei gas, potrebbero essere la spiegazione di tale singolare comportamento (Paonita et al., 2002). Sia la composizione isotopica di C che quella di H sono sostanzialmente diversi dai valori tipicamente magmatici, suggerendo processi di contaminazione del mantello tirrenico dovuti alla subduzione di litosfera sotto l’arco eoliano (Capasso et al., 1997).  La miscela magmatico-idrotermale che alimenta le emissioni fumaroliche sembra infine essere contaminata dall’apporto di fluidi di origine meteorica, soprattutto dopo il 1990 (Capasso et al., 1997; Paonita et al., 2002). La zona di infiltrazione di tali fluidi potrebbe coincidere con la zona-sorgente degli eventi sismici superficiali localizzata tra Il Piano e La Fossa a 300~800 m sotto il livello del mare, e attribuita a processi di microfratturazione idraulica delle rocce. L’aumento dell’infiltrazione a partire dal 1990 fu probabilmente causato da incrementi di fatturazione nel sistema, peraltro osservati macroscopicamente nel campo fumarolico craterico (Bukumirovic et al., 1997).    Il quadro esposto rappresenta una sintesi dell’ampio lavoro di ricerca e sorveglianza svolto sull’isola di Vulcano, che rende tale sistema vulcanico uno dei più studiati e meglio conosciuti al mondo. Più di un ventennio di monitoraggio geochimico, per il quale l’impegno profuso dall’INGV-Pa (ex IGF-CNR) è stato determinante, hanno permesso di raggiungere una profonda conoscenza del modo di lavorare del vulcano, definendo le principali sorgenti di fluidi termali e le loro condizioni chimico-fisiche. I modelli quantitativi sviluppati consentono una comprensione deterministica delle evoluzioni del sistema, in termini di processi attivi e conseguenti effetti. I risultati raggiunti hanno dunque implicazioni notevoli per pianificare i più convenienti ed efficaci programmi di monitoraggio, in grado di valutare effettivamente lo stato di attività del sistema.

Fig.8   Fig.9