mercoledì 17 ottobre 2018

i movimenti della base dell'Etna e gli tsunami vulcanici



Fra i terremoti a sud del vulcano e l’articolo – uscito con un singolare tempismo in questi giorni – sulle faglie che si sono mosse  in mare immediatamente a largo di Acireale non si contano le esternazioni della stampa (soprattutto quella web da clickbaiting) in tutto il mondo secondo le quali l'Etna si sta tuffando nello Ionio, con scenari apocalittici di mega-frana e tsunami. In realtà questi scenari sono, a scala planetaria, poco frequenti ma parecchio catastrofici quando si verificano in un vulcano che si affaccia sul mare e c’è davvero da augurarsi che non succedano presto, visto appunto sono rari e che l’ultimo è di poco meno di 150 anni fa (correva l’anno 1883 quando esplose il Krakatoa). Quanto all’Etna, in effetti sta scivolando lentamente ma da qui a dipingere scenari così catastrofici dopo un articolo che porta delle ricerche innovative su un argomento comunque noto da quasi 30 anni ce ne corre…. Vediamo però di che rischio si tratti e cosa succede in questo momento nei dintorni di Catania.

I vari tipi di collassi dovuti ad una eruzione da Hunt et al (2018)
è chiaro il rischio tsunami se questi eventi avvengano su pendici esposte al mare
I VULCANI: GIGANTI APPARENTEMENTE MASSICCI MA SPESSO MOLTO DELICATI. Due giorni dopo l’inizio di una eruzione laterale effusiva due frane si staccarono dalla montagna lungo la Sciara del Fuoco a Stromboli il 30 dicembre 2002 e precipitando in mare crearono uno tsunami che fece un po' di danni tra Eolie e Sicilia (Bonaccorso et al, 2003). Nel XX secolo Stromboli ha prodotto diversi eventi di questo tipo, di cui purtroppo si ricorda solo la Scienza ma non la memoria collettiva. Alla fine è stato un evento di ridotte dimensioni rispetto a quello che può accadere, ad esempio quando un vulcano posto in un’isola esplode, come successe in Indonesia per l’eruzione del Krakatoa del 1883. 
In generale i pendii dei vulcani sono soggetti a franare, perché sono strutture in cui si accumulano molti materiali in uno spazio ristretto e infatti, a parte alcune eccezioni, sono montagne che possono raggiungere altezze considerevoli in poche migliaia di anni e molte di quelle più basse lo sono a causa di esplosioni o di collassi calderici che ne hanno distrutto le parti più alte: limitandoci a casa nostra guardiamo i 3300 metri di altezza dell’Etna, ma nel Tirreno le altezze sono paragonabili: la base dello Stromboli è situata molto in profondità per cui si tratta di un picco ben più alto dei 1000 metri di quota a cui arriva la sua cima; un altro esempio noto è il Marsili, la cui vetta si trova ad appena 700 metri dalla superficie, ma la piana batiale su cui è cresciuto è ad oltre 3000 metri di profondità. 
Si comprende quindi come i vulcani possano essere strutture piuttosto instabili anche non in caso di eruzioni distruttive e sono spesso oggetto di frane, che possono assumere dimensioni catastrofiche e in quelli che si affacciano sul mare (una discreta percentuale del totale) la cosa pone una seria minaccia di tsunami, con onde che possono arrivare a dimensioni mai viste nella breve storia umana. 
Chiaramente in fase eruttiva queste frane sono molto più probabili e aumentano la drammaticità dell’evento anche sulla terraferma lontano dal mare, come successe ad esempio nell’eruzione del St. Helens del 1980, dove per effetto di un terremoto con M5 si creò una imponente frana: all’interno della montagna la perdita del peso della parte franata fece diminuire la pressione che confinava l’acqua calda che vi era contenuta, provocandone un rilascio improvviso ed esplosivo (caso "C" della figura).
E alla fine si è trattato di un evento che ha rilasciato solo (si fa per dire) un volume inferiore a 5 km3. In realtà i fondi marini intorno a certi arcipelaghi vulcanici come Hawaii e Canarie testimoniano collassi che interessano volumi ben maggiori: ad esempio alle Canarie sono documentati, eventi che hanno coinvolto oltre 300 km3 di materiali (Hunt et al. 2018) in corrispondenza di esplosioni maggiori a cui segue il collasso di uno dei vari vulcani dell’arcipelago; una cosa del genere avrebbe oggi conseguenze incalcolabili su tutte le coste dell’oceano Atlantico, innescando a causa dei danni anche una crisi economica devastante. 


L'area tra la faglia della Pernicana e il sistema Tremestieri-Acitrezza
che si sta muovendo verso est (da Urlaub et al, 2018)
IL CASO-ETNA. In Italia oltre ai vulcani delle Eolie (ricordo che oltre a Stromboli e Vulcano, anche Lipari e Panarea sono tutt’altro che spenti), un vulcano che potrebbe provocare degli tsunami a causa delle frane è l’Etna.
Il vulcanologo dell’INGV Boris Behncke osserva: che i fianchi orientale, sud-orientale e meridionale dell'Etna si stiano muovendo verso l'esterno, lo sapevamo (e l'abbiamo detto in numerosissime pubblicazioni ma anche in molte conferenze per il pubblico) da più di 15 anni. Le prime ipotesi su questi movimenti sono uscite nel 1991, la conferma l'abbiamo avuta in maniera impressionante durante l'eruzione etnea del 2002-2003.
In questa occasione proprio l’amico Boris ha riscontrato che lo sciame sismico precedente alla eruzione aveva prodotto una dislocazione di diversi decimetri (Behncke and Neri, 2003). Le prime ipotesi a cui accenna invece sono contenute in Neri et al (1991).
Movimenti dello stesso tipo di quelli del 2002-2003 sono stati documentati anche prima delle eruzioni avvenute tra luglio e agosto 2001, tra maggio 2008 e giugno 2009 e tra settembre 2004 e marzo 2005.
L’Etna “respira” e prima delle eruzioni principali si registra un rigonfiamento dell’edificio (una cosa normale per un vulcano del genere) che provoca anche uno scivolamento verso il mare. 
Fondamentalmente la parte orientale dell’edifico etneo sta scivolando verso lo Ionio tra due linee:

  • a nord-est lungo il sistema di faglie della Pernicana
  • a sud-est lungo il sistema di faglie di Tremestieri – Acitrezza

Naturalmente questi sistemi sono trascorrenti e altrettanto ovviamente quello settentrionale è una trascorrente sinistra, mentre quello meridionale è una trascorrente destra.
La situazione a sud è più complessa, perché è influenzata anche da una compressione sottostante che dovrebbe essere dovuta alla presenza e del sistema di alimentazione del vulcano, per qualche motivo è bloccato da una superficie sovrastante sulla quale esercita uno sforzo (Alparone et al, 2011). Il magma è presente solo nella parte meridionale del sistema perché la crosta in quella parte della Sicilia si sta muovendo verso NW rispetto alla sorgente nel mantello e quindi grossolanamente le parti più settentrionali del vulcano sono quelle più antiche.
Questi sistemi di faglia dalla terraferma proseguono in mare: in corrispondenza della faglia della Pernicana lungo la piattaforma continentale a nord c’è la dorsale di Riposto e il sistema di Tremestieri – Acitrezza continua con una importante faglia trascorrente.
A largo esistono anche due pieghe anticlinali che denotano una certa compressione in atto verso il margine della scarpata. Li vediamo nella figura tratta da Urlaub et al (2018).


I movimenti del versante orientale dell'Etna (da Puglisi e bonforte, 2004)
Tutti i dati satellitari concordano: il versante orientale dell’Etna si muova verso il mare ad una velocità di qualche centimetro l’anno (Puglisi e Bonforte, 2004). Ancora una volta si può osservare che è una cosa normale per vulcani di questo tipo, specialmente quando, come l’Etna, un enorme ammasso di materiale pesante si è messi in posto sopra successioni sedimentarie più leggere: è più o meno come mettere uno scatolone di materiale pesante sopra a un cuscino di gommapiuma; l’Etna ha pure l’aggravante di essere immediatamente a lato di una scarpata, e quindi nel caso della gommapiuma sarebbe uno scatolone posto al limite di uno dei lati del cuscino. Una situazione quindi decisamente delicata.
Nel 1996 fu appunto ipotizzato che la Valle del Bove fosse il risultato di un vasto collasso di una parte dell’edifico vulcanico avvenuto all’inizio dell’Olocene che avrebbe prodotto uno tsunami di vaste dimensioni, le cui tracce sul vulcano sarebbero rappresentate dal conoide del Chiancone (Calvari e Groppelli, 1996), ma sono difficili da trovare in marea a causa dell’aumento del livello marino dopo la fine dell’ultima glaciazione. Una traccia archeologica in verità forse esiste, un villaggio (Atlit-Yam) che ora si trova  a qualche metro di profondità lungo la costa israeliana e che mostra di essere stato abbandonato all’improvviso (Zohar et al., 2001), come sono stati attribuiti a questo evento dei depositi della piana batiale dello Ionio (Pareschi et al, 2006). Comunque questa ipotesi oggi sembra godere di meno favore rispetto a qualche anno fa. Venendo a Israele, carotaggi effettuati recentemente in mare a poche centinaia di metri dalla costa hanno evidenziato tracce di ben 4 tsunami di età molto più recente di quella dell’abbandono di Atlit-Yamdal (Tyuleneva et al 2018) ed è noto che anche in epoca storica degli tsunami si sono abbattuti sulla costa. Quindi un collegamento fra l’Etna e Atlit-Yam non può attualmente essere considerato sicuro o probabile, ma solo possibile.  


La variazione della distanza fra due sensori separati dalla faglia che continua
il sistema di Tremestieri - Acitrezza nel maggio 2017 (da Uralub et al, 2018)
MISURE DI DEFORMAZIONE DEI FONDALI ANTISTANTI L’ETNA. Il lavoro di cui si parla in questi giorni (Urlaub et al, 2018) colma una lacuna importante: i dati satellitari sono eccezionalmente utili (ne ho parlato spesso e li uso...) ma si possono ottenere esclusivamente sulla terraferma. Dei ricercatori hanno quindi messo sul fondo marino alcuni localizzatori. Il risultato è stato estremamente importante, perché tra il 12 e il 20 maggio 2017 i sensori hanno variato la distanza fra loro. La dislocazione è compatibile con un  movimento non inferiore ai 4 centimetri lungo la faglia trascorrente meridionale (il prolungamento in mare del sistema di Tremestieri – Acitrezza); inoltre l’area a nord della faglia si è sollevata di circa 1 centimetro (ricordate le pieghe anticlinali lungo la scarpata?). Visto che questi spostamenti non possono essere addebitati ad una frana, l’unica causa possibile è che ci sia stato una scorrimento lungo questa faglia e siccome nel periodo in oggetto non sono stati registrati dei terremoti siamo evidentemente davanti a un chiarissimo esempio di scorrimento asismico, che ha comunque rilasciato, nell’arco di qualche giorno, una energia pari ad un terremoto di M 5. 
Annoto che questo evento si colloca poco dopo le eruzioni di febbraio-aprile 2017, quando sull'Etna era ancora presente una piccola attività sommitale (Behnke, com. pers.)
La conclusione importante di questo lavoro è che le zone di taglio lungo le quali il versante orientale dell’Etna scivola lentamente verso est non solo iniziano ben oltre la linea di costa ma addirittura che la loro attività maggiore potrebbe essere appunto in mare.


LE VARIE IPOTESI SULLE MOTIVAZIONI DEL MOVIMENTO. Per spiegare il perchè di questo lento collasso, che viaggia alla velocità non certo irrilevante di qualche centimetro all’anno (Puglisi e Bonforte, 2004) sono state avanzate diverse ipotesi, che essenzialmente si dividono in tre campi:

  • il collasso è indotto dalla attività vulcanica, in particolare da episodi di aumento della pressione nel magma o dalla intrusione di filoni che si fanno posto nel basamento del vulcano
  • il collasso è indotto dalla gravità che agisce in qualche modo su un edifico in equilibrio precario
  • il collasso è indotto da cause tettoniche, in particolare dal sollevamento del basamento (di cui esistono ampie prove)

Urlaub et al (2018) propendono per una origine gravitativa del fenomeno; io penso che la causa non sia unica e che tutti questi meccanismi concorrano al movimento. Ho qualche idea su questo, ma essendo, appunto, idee e non potendo fornirne una dimostrazione la logica mi impone di evitare di esprimermi con maggiore dettaglio, anche se si può pensare che la attività vulcanica e quella tettonica farebbero anticipare i movimenti gravitativi che comunque avverrebbero lo stesso in seguito.


CONCLUSIONI. I giornalisti e soprattutto i siti che campano evidenziando cose più o meno fintamente clamorose si sono ovviamente buttati a picco su questa notizia, amplificandola e deformandola. In soldoni, il rischio esiste eccome, come esiste dovunque ci sia un vulcano lungo il mare. Per fortuna eventi di portata epocale sono estremamente rari e quindi è piuttosto difficile per un singolo essere umano assistervi.
Altrettanto per fortuna in genere una eventuale frana di ampie dimensioni dell’Etna verrebbe sicuramente prevista prima osservando un aumento della velocità di deformazione.   


Alparone et al 2011 Evidence of multiple strain fields beneath the eastern flank of Mt. Etna volcano (Sicily, Italy) deduced from seismic and geodetic data during 2003–2004 Bull Volcanol 73,869–885 

Behncke B, Neri M 2003 The July–August 2001 eruption of Mt. Etna (Sicily). Bull Volcanol 65:461–476. 

Bonaccorso et al 2003 Dynamics of the December 2002 flank failure and tsunami at Stromboli volcano inferred by volcanological and geophysical observations Geophysical Research Letters, 30/18, 1941 

Calvari e Groppelli 1996 Relevance of the Chiancone volcaniclastic deposits in the recent history of Etna volcano (Italy), J. Volcanol. Geotherm. Res., 72, 239–258

Hunt et al 2018 Multi-stage volcanic island flank collapses with coeval explosive caldera-forming eruptions Scientific Reports 8:1146 | DOI:10.1038/s41598-018-19285-2 

Neri et al (1991) Studio strutturale e modello cinematico della Valle del Bove e del settore nord-orientale etneo Acxta Vulcanologica 1, 17-24

Pareschi et al (2006) Lost Tsunami Geophys. Res. Letters VOL. 33, L22608, doi:10.1029/2006GL027790, 2006

Puglisi e Bonforte 2004 Dynamics of Mount Etna Volcano inferred from static and kinematic GPS measurements Journal Of Geophysical Research, 109, B11404, doi:10.1029/2003JB002878, 2004 

Tyuleneva et al 2018 A new chalcolithic-era tsunami event identified in the offshore sedimentary record of Jisr al-Zarka (Israel) Marine Geology 396,67-78

Urlaub et al (2018) Gravitational collapse of Mount Etna’s southeastern flank Sci. Adv. 2018; 4 : eaat9700

Zohar, I., T. Dayan, E. Galili, and E. Spanier (2001), Fish processing during the early Holocene: A taphonomic case study from coastal Israel, J. Archaeol. Sci., 28, 1041–1053

mercoledì 10 ottobre 2018

Il terremoto e lo tsunami di Sulawesi del 28 settembre 2018.


Il 28 settembre un forte terremoto M 7.4 ha colpito la parte NW dell’isola di Sulawesi, preceduto 3 ore prima da un evento M 5.9 con un epicentro ad una trentina di km più a sud rispetto a quello dell’evento principale. Quello che è successo dopo rappresenta una classica serie di avvenimenti caratteristici di uno scenario disastroso innescati da un forte evento sismico, e cioè tsunami, frane e liquefazioni del terreno. La situazione umanitaria è molto difficile, sia dal lato squisitamente tecnico di un post-terremoto di questo tipo sia dal lato sanitario: le previsioni del tempo non sono per niente favorevoli e il rischio di epidemie è particolarmente alto. Ho aspettato a parlare di questo evento perché ho voluto vederci chiaro sulla questione dello tsunami e dalla relativa allerta, la cui tempistica all’inizio non era molto chiara. In particolare sembrava che lo tsunami fosse avvenuto molto dopo e che quindi non fosse dovuto direttamente al terremoto ma ad una successiva frana sottomarina. La ricostruzione degli eventi dimostra con certezza che l’emissione dell’allerta sia stata tempestiva e che lo tsunami sia avvenuto durante l’allerta; comunque si ipotizza che una frana sottomarina abbia contribuito all’entità del fenomeno.

L'evento principale (stella rossa) e le repliche dimostrano
la vastità dell'areainteressata dal movimento
L’Indonesia è notissima per i terremoti: lo scontro fra la placca indoaustraliana e l’Eurasia ha consumato l’oceano che stava fra India e Tibet formando l’Himalaya; da qui il limite fra le placche scende verso sud provocando la sismicità della Cina di SW e della Birmania per poi dirigersi in mare: tra Birmania e Australia infatti c’è ancora tanta crosta oceanica che scende sotto l’Eurasia provocando l’intensa sismicità presente tra Andamane, Giava e Timor: tutti ricordano in particolare il terribile terremoto del dicembre 2004 a Sumatra. Ma il fronte dell’arcipelago della Sonda che dà sull’Oceano Indiano non è l’unica zona sismica importante di questa regione, come dimostrano gli eventi di questa estate a Lombok, sul back-thrust nella parte opposta dell’arcipelago rispetto quella rivolta all’oceano, di cui ho parlato qui; adesso, per la seconda volta nel 2018, la nazione del SE asiatico è alla ribalta nelle cronache sismiche in una zona diversa dalla grande linea sismica e vulcanica rivolta verso l’oceano indiano: il terremoto M 7.5 del 2018 09 28 avvenuto a Sulawesi, quasi 1000 km a nord di questo allineamento, che ha provocato danni ingenti e molte vittime, non solo per i crolli in se, ma anche per le liquefazioni del terreno e per i successivo tsunami.
L’epicentro del terremoto è stato localizzato circa 80 km a nord di Palu, ma una Magnitudo del genere corrisponde ad una sorgente non puntiforme: di fatto si è mosso un segmento della faglia di Palù – Koro lungo ben oltre 100 km e quindi la fascia di massimo risentimento, che essendo una faglia trascorrente subverticale è una striscia lunga e stretta, si estende molto lontano dal punto in cui è iniziata la rottura. Questa carta, ottenuta tramite l’Iris Earthquake Browser, dimostra quanto lungo è il segmento della faglia interessato dal movimento.

La compressa interazione fra Eurasia, Wallacea, Australia
e placca del Mare delle Filippine
QUADRO GEOLOGICO REGIONALE. Sulawesi è tra le 15 isole più grandi del mondo ed è una delle più strane dal punto di vista della forma, con quelle 4 penisole che si estendono da un piccolo corpo centrale. La geodinamica di quest’area è diversa ma, soprattutto, ben più complessa di quella, semplice, dell’arcipelago della Sonda: al posto di una convergenza lineare fra due placche abbastanza ben definita, pur con qualche struttura accessoria, come dimostrano gli eventi di qualche mese fa già citati, quelli all’interno di Sumatra del 2009 e quelli dell’Oceano Indiano nel 2012, Sulawesi è la periferia di una regione in cui troviamo interazioni molto intense fra 3 placche maggiori diverse: la placca indoaustraliana (grossolanamente) e quella del mare delle Filippine, che si scontrano con velocità rispettivamente di 7,5 e 9 cm / anno con la placca eurasiatica (o più precisamente con il blocco dell’Asia di SE o “blocco della Sonda”). Ho scritto “grossolanamente” a proposito della placca indoaustraliana perché tra Kalimantan e Nuova Guinea ci sono attualmente diverse piccole placche di minore grandezza (Halmahera,  Bird’s Head, Sula, Caroline, mare delle Molucche); tutte queste placche esprimono una intensa sismicità non sono ai loro confini, ma anche lungo zone di deformazione interna e ci sono molteplici subduzioni. Ho scritto “attualmente” perché nel blocco della Sonda tra Sumatra e Kalimantan ci sono le tracce di altre microzolle o di piccoli bacini oceanici tipo l’attuale mare delle Molucche che sono state inglobate in questo dopo essercisi scontrate e che quindi non esistono più (Metcalfe, 2013). Proprio quella del mare delle Molucche è un esempio attuale di microplacca in via di estinzione: la sua crosta oceanica sta subducando sia verso est sotto la placca di Halmahera sia verso ovest sotto le isole Sangihe (il prolungamento verso le Filippine della penisola di Minnahassa, il braccio settentrionale di Sulawesi) (Zhang et al, 2017), con relativi archi magmatici; per fate un esempio di casa nostra, un pò come la placca adriatica sta finendo sia sotto gli Appennini che sotto le Dinaridi.
Globalmente questo insieme di microplacche è compreso in Wallacea. Si tratta di blocchi di affinità gondwaniana, originariamente posti vicino all’Australia, che stanno andando a collidere con l’Eurasia come hanno già fatto quelli oggi inglobati nel blocco della Sonda tra Sumatra e Kalimantan.
Wallacea prende il nome dalla “linea di Wallace”, il limite orientale delle faune euroasiatiche a mammiferi placentati (passata solo, in maniera naturale, dai soli roditori): questa linea scorre proprio tra Kalimantan (il nome attualmente corretto del Borneo) e Sulawesi, lungo lo stretto di Makassar che le divide, e questa differenza principale nella zoogeografia è una conferma indipendente della non appartenenza di Wallacea all’Eurasia. Il nome è, ovviamente, un omaggio al grande naturalista Alfred Russell Wallace. Più ad est scorre la linea di Lydekker, che è il limite occidentale delle faune marsupiali di Australia e Nuova Guinea.

Il moto dell’Australia verso nord ha avuto delle conseguenze importanti a lunga distanza anche sull’origine di Homo, perché ha chiuso la porta asiatica di SE, una delle principali aree di scambio delle acque fra gli oceani che esistevano nel Terziario, sostituendo un braccio di mare piuttosto importante tra l’Oceano Pacifico e l’Oceano Indiano con un sistema di piccole soglie, spesso di debole profondità; ciò ha precluso alle acque tropicali del Pacifico il passaggio verso SW e di conseguenza l’oceano Indiano si è raffreddato e ne è diminuita l’evaporazione, contribuendo all’inaridimenti nel quaternario di buona parte delle sue coste (Cane e Molnar, 2001) e soprattutto consegnando alle australopitecine un paesaggio molto diverso da quello della foresta tropicale nella costa africana che vi si affaccia.

La faglia di Palu - Koro in Walpersd et al, 1998
SULAWESI E LA FAGLI DI PALU – KORO. Sulawesi si trova proprio nel centro della giunzione tripla tra le 3 placche principali maggiori (considerando grossolanamente Wallacea una parte dell’Australia) e il terremoto è avvenuto lungo la faglia di Palu-Koro, che attraversa l’isola e che insieme alla faglia di Matano delimita il blocco di Sula, che ne forma la parte settentrionale; poco più a nord la faglia cambia significato e diventa la linea lungo la quale la placca del mare delle Filippine subduce verso sud lungo la penisola di Minnahassa e quindi sotto la parte settentrionale di questo blocco. Negli anni ‘90  misurazioni GPS hanno dimostrato che la faglia Palu – Koro è caratterizzata da uno scorrimento asismico laterale di ben 3,4 cm / anno, con una piccola componente estensionale di 0,4 cm / anno e che la faglia è bloccata ad una profondità stimata intorno agli 8-16 km. In più i terremoti importanti vicini la fanno ulteriormente muovere: ad esempio in occasione dei terremoti di Minnahassa del 1996 (M 7.9 del 1 gennaio e M 6.6 del 16 e 7.0 del  22 luglio, localizzati nel nord dell’isola e collegati alla compressione lì in atto) ha fatto aumentare la media annua del movimento lungo la faglia a 6.3 cm/anno. Gli autori di quella ricerca hanno ipotizzato che gli eventi del 1996 abbiano determinato un aumento dello stato di sforzo lungo questa faglia (Walpersd et al 1998). 

TSUNAMI E TERREMOTI A SULAWESI.  La parte settentrionale dell’isola è continuamente bersagliata da terremoti molto forti: solo dal 1990 contiamo 7 eventi a M 7 o superiore, e altri 17 con M compresa tra 6 e 6.9. Wichmann (1918) documenta sulla costa occidentale di Sulawesi uno tsunami nel 1820. Ma fra quelli generati direttamente nello stretto di Makassar e quelli che vi arrivano da lontano, se si considerano tutte le coste dell’isola, Sulawesi è stata colpita da 20 tsunami dall’inizio del XX secolo, piccoli o grandi. In particolare sulla costa occidentale sono noti uno tsunami nel 1927 e uno nel 1968. Sull’evento del 1927 qualcosa personalmente non mi torna, perché risulta innescato dal terremoto M 6.3 del 12 gennaio con onde alte oltre 10 metri, provocando 50 vittime: mi pare una M troppo debole, a meno del concorso nell’innesco delle onde da parte di una frana e in effetti in un bollettino dell’ASEAN Coordinating Centre for Humanitarian Assistance on disaster management (AHA Centre) ne parla come di un evento a M 7.4, ma non sono riuscito a trovare la referenza bibliografica indicata; quello del 1968 è invece in relazione al terremoto M 7.2 del 14 agosto 1968, più o meno nella posizione e con il significato, degli eventi del 1996, con onde alte più di 8 metri.

LO TSUNAMI DEL 28 SETTEMBRE. La dinamica dello tsunami del 28 settembre non è ancora del tutto chiarita: in generale i terremoti a meccanismo trascorrente non sono ritenuti in grado di muovere il fondo marino in maniera tale da produrre onde di particolare importanza. Quindi vengono ipotizzate delle concause oltre allo scuotimento del fondo marino; in particolare l’innesco di una frana circa 200 – 300 metri sotto il livello del mare nei sedimenti che provengono dai fiumi e che non sono ancora consolidati (ricordo che data la quantità di pioggia e l’energia del paesaggio, il tasso di erosione da quelle parti è molto alto e i fiumi portano un carico di sedimenti piuttosto elevato). Questo spiegherebbe anche la fangosità delle prima delle 3 ondate che hanno colpito la costa. Inoltre è probabile che anche la topografia della baia di Palu abbia contribuito ad aumentarne l’altezza. Sono molti gli tsunami che vengono provocati da frane innescate da terremoti, per esempio nei casi del terremoto M 7.2 del 2 settembre 1992 in Nicaragua e del terremoto M 7.0 del 17 luglio 1998 in Nuova Guinea e questa ipotesi è considerata anche per lo tsunami di Messina del 1908

TSUNAMI E ALLERTA: TUTTO REGOLARE. Per quanto riguarda l’allerta, non è vero che lo tsunami è arrivato dopo la fine dell’allerta. Il BMKG, l’agenzia nazionale indonesiana per la meteorologia, la climatologia e la geofisica, aveva regolarmente attivato l’allerta per le coste dalla baia di Palu in poi verso nord, allerta conclusa alle 18.36 quando le tre ondate si erano già abbattute sulle coste. In realtà l’unica discrepanza è un ritardo nell’arrivo: previste per le 17.22 locali, le tre onde sono arrivate fra le 17.27 e le 17.32. Tantomeno, in questo caso, si può dire che il problema sia stato quello delle boe non funzionanti, perché l’allerta c’era; sarebbe stato un problema se e solo se l’allerta non fosse stata emessa: in quel caso senza le boe non ci sarebbe stato l’allarme. Annoto che in Indonesia il mancato funzionamento delle boe ha avuto delle ripercussioni, ad esempio nel 2010 a Sumatra quando non segnalarono uno tsunami  perché erano fuori uso in quanto utilizzate come ormeggi dai pescatori.

LE LIQUEFAZIONI DEL TERRENO. Una parte importante dei danni la dobbiamo alle liquefazioni del terreno, che sono state veramente imponenti e di cui circolano diversi video e immagini.  Faccio solo vedere questa immagine satellitare dei danni a Palu, dove si vede un quartiere intero, Balaroa, che è andato totalmente distrutto proprio per le liquefazioni.

danneggiamenti a Palu. Immagine del satellite ESA Copernicus

I danneggiamenti sulle strade a su di Palu (AHA Center)
SITUAZIONE ATTUALE. Per fortuna ci sono diversi aeroporti agibili, anche se con piste non lunghissime e quindi l’affluenza nell’isola dei soccorsi è abbastanza regolare, mentre i problemi sono ad uscire dagli aeroporti:  il quadro è davvero critico, perché le repliche si succedono senza interruzione (siamo ad oltre 500); molte di queste sono distintamente avvertibili e il rischio è che scuotimenti anche modesti possano mettano in movimento altre frane, aggiungendosi a quelle che, già cadute, bloccano molte strade. La viabilità è resa difficile anche da liquefazioni del terreno, macerie e dai ponti crollati o danneggiati. Vediamo qua la situazione a sud di Palu, dal sito dell’AHA center. 
Inoltre fa caldo e il rischio di epidemie è altissimo, soprattutto tifo e colera. Per questo la sepoltura dei cadaveri è avvenuta in fretta in fosse comuni allestite rapidamente. Inoltre le prossime settimane si annunciano più piovose e più calde del normale, tanto per complicare ulteriormente le cose.

Cane e Molnar 2001 Closing of the Indonesian seaway as a precursor to east African aridification around 3±4 million years ago Nature 411, 157-162
Metcalfe 2013 Gondwana dispersion and Asian accretion: Tectonic and palaeogeographic evolution of eastern Tethys Journal of Asian Earth Sciences 66, 1–33 
Walpersd et al 1998  Monitoring of the Palu-Koro Fault (Sulawesi) by GPS Geoph. Res. Lett.  25/13, 2313-2316 98 
Wichmann 1918 Die Erdbeben Des Indischen Archipels J. Müller (Amsterdam)
Zhang et al 2017 Geodynamics of divergent double subduction: 3-D numerical modeling of a Cenozoic example in the Molucca Sea region, Indonesia J. Geophys. Res. Solid Earth, 122, 3977–3998



giovedì 4 ottobre 2018

Il monitoraggio satellitare continuo del territorio toscano è da oggi disponibile sul sito della Regione


Il Dipartimento di Scienze della Terra dell’Università di Firenze sta effettuando un monitoraggio satellitare in continuo delle deformazioni del terreno sul territorio regionale toscano per conto della Regione Toscana, avente come obiettivo generale l’aggiornamento dinamico del quadro conoscitivo per il rischio idrogeologico: si tratta, considerando le varie orbite, di quasi due milioni di punti (bersagli permanenti) di cui si conoscono i movimenti dal 2015. L’analisi delle mappe di deformazione ricavate dal movimento dei singoli punti permette l’individuazione delle aree interessate da fenomeni di dissesto (principalmente frane e subsidenza) e l’analisi delle serie temporali permette di rilevare aree anomalie, ovvero quelle zone che si muovono in modo diverso rispetto al passato e che quindi necessitano di ulteriori indagini ed approfondimenti. È quindi possibile effettuare uno screening generale di strutture ed infrastrutture, compatibilmente con la risoluzione dei satelliti utilizzati. Questo progetto, che rappresenta la prima esperienza mondiale di un monitoraggio satellitare continuo a livello regionale al mondo, dopo un periodo di sperimentazione era stato presentato nell'aprile 2018 a stampa e professionisti interessati: da oggi una sua parte e cioè la mappatura generale e le elaborazioni delle serie temporali dei dati di ogni singolo punto, sono accessibili a tutti dal portale della Regione Toscana.


Ho già parlato, quando fu presentato al pubblico, del monitoraggio radar satellitare in continuo delle deformazioni del suolo in Toscana. Riassumo brevemente la questione: il progetto è partito dal 2015 e si fonda sulla analisi dei dati dei radar interferometrici, grazie al lancio e alla messa in opera dei satelliti della famiglia Sentinel-1, lanciati e gestiti dall’Agenzia Spaziale Europea e progettati proprio per acquisire dati di deformazione in continuo su scala regionale e nazionale. 

Gli attori principali del progetto sono 4:

  1. la Regione Toscana, il committente, che trasmette le informazioni acquisite dal monitoraggio radar satellitare agli enti competenti 

  2. il Dipartimento di Scienze della Terra dell’Università di Firenze, che analizza e interpreta i dati, monitora in continuo lo scenario deformativo del territorio della Regione Toscana ed emette il relativo bollettino ogni 12 giorni 

  3. il LAMMA, che recepisce i dati (PS) derivanti dall’elaborazione delle immagini (shapefiles), li archivia sui suoi server in un database relazionale e li rende fruibili (sia come download diretto che come servizi web su geoportale) a tutti i potenziali utilizzatori
  4. 
la Protezione Civile che ne fa strumento di prevenzione e organizza le procedure per gli eventuali interventi che i dati suggeriscono

I beneficiari sono anche tutti gli enti locali quando si tratta di programmare l’uso del territorio, perché il monitoraggio consente di evitare la scelta di realizzare infrastrutture in zone a rischio di movimento; inoltre è un ottimo ausilio per i DODS (Documenti Operativi per la Difesa del Suolo). La descrizione del sistema la potete trovare in questo post. 
L’uso dell’interferometria satellitare non è certo una novità: è infatti impossibile determinare quanti territori sono sorvegliati in questo modo, ma la novità del progetto è un monitoraggio, principalmente a scopo preventivo, di un intero territorio regionale. 

Il progetto si divide in due attività diverse:

  • 
il mapping. un prodotto in cui l’elaborazione dell’archivio storico, e cioè le serie temporali 
dei dati di ogni singolo punto, consente di elaborare una mappa della deformazione del 
suolo e la evidenziazione delle zone e degli elementi a rischio 
  • 
il monitoring, un servizio che viene elaborato ogni 12 giorni in base ai dati degli ultimi passaggi dei satelliti ed emette i bollettini di monitoraggio

Ricordo che un singolo dato anomalo in un bersaglio non può essere considerato una anomalia perché una anomalia per essere considerata tale deve persistere per un certo periodo di tempo: infatti lo scostamento del singolo dato può avere cause diverse da quella del movimento (per esempio può essere solo dovuto a variazioni atmosferiche non calcolate).
 Sul portale pubblico è stata inserita esclusivamente la parte di mapping, nella quale è consultabile la serie temporale dei dati; e a questo proposito è interessante notare che i nuovi dati consentono una correzione di quelli precedenti per cui più il dato è vecchio, più è affidabile.

Un esempio di anomalia:
Un bersaglio ha cambiato bruscamente comportamento, 
iniziando un forte movimento di abbassamento
CHE COSA SI VEDE E COSA NON SI VEDE CON QUESTO MONITORAGGIO. Le criticità che vengono segnalate, sono di due tipi: 
  • un movimento che inizia bruscamente 
  • un movimento costante che cambia la velocità. 
La soglia fissata per l’allarme è una variazione di velocità maggiore di 10 mm/anno.
I bersagli permanenti sono edifici o speroni rocciosi: se gli edifici si muovono si suppone che lo facciano a causa dei movimenti del terreno, specialmente se edifici vicini fra loro mostrano lo stesso comportamento. Inoltre con certi accorgimenti è possibile fare delle osservazioni anche su terreni erbosi (i cosiddetti “bersagli diffusi”), ma le superfici boscate sfuggono in ogni caso al monitoraggio perché gli alberi si muovono.
È possibile comunque creare dei dispositivi che diventano dei bersagli permanenti: essenzialmente si tratta di scatolari metallici che se orientati nel modo giusto, e cioè lungo la linea di vista dei satelliti, possono diventare, appunto, dei bersagli permanenti. Ovviamente questi dispositivi devono essere visibili dai satelliti e quindi in caso di superficie boscata occorrerebbe una radura.

Un esempio di frana: nell'orbita discendente i bersagli si allontanano
mentre in quella ascendente si avvicinano al satellite
ex miniera di Cavriglia (Ar)

I valori positivi di una misura rispetto a quella precedente indicano avvicinamento al satellite, i valori negativi indicano allontanamento dal satellite. Ne consegue che essendo le orbite sfalsate, in caso di movimenti verticali i dati delle due orbite saranno concordi. Se invece i dati indicano movimenti opposti (ad esempio l’orbita discendente indica un allontamento al satellite, quella ascendente un avvicinamento, come nella figura), il movimento avrà una componente orizzontale prevalente, in questo caso verso est. Siccome i satelliti guardano “a destra” in un’orbita ascendente (dal polo sud al polo nord) l’avvicinamento è un movimento verso ovest, l’allontanamento è un movimento verso est. Viceversa nell’orbita discendente.

É importante considerare che questa tecnica non è in grado di rilevare cedimenti e movimenti improvvisi e questo è valido sia per le frane che sugli edifici, ad esempio nel caso che un edifico subisca un collasso strutturale rigido improvviso senza deformazioni precedenti all'evento o nel caso di una frana che si verifichi per l’intervento improvviso di cause esterne. Inoltre il sistema vede al meglio la componente verticale e quella est – ovest del movimento, ma per la sua geometria non può vedere la componente nord – sud

In caso di movimenti verticali, in particolare la subsidenza
in entrambe le orbite i satelliti leggono lo stesso movimento (Pistoia)
FENOMENI E STRUTTURE MONITORABILI. Queste osservazioni sono utili nel caso di deformazioni progressive, essenzialmente per:
  • frane a cinematica lenta: da questo punto di vista il monitoraggio è molto interessante, sia perché una frana così (meno di 2.5 cm/anno) può passare inosservata, sia perché anche un frana veloce inizia sempre con movimenti lenti. È evidente che osservare movimenti che possano precedere l’innesco di un fenomeno franoso più importante rappresenta una ottima occasione per prevenire il fenomeno stesso e, soprattutto, i suoi possibili danni. È altrettanto evidente, come ho già fatto notare, che il sistema non funziona in caso di innesco rapido di un evento franoso dovuto a cause che perturbano improvvisamente lo stato del terreno: un evento classico è quello avvenuto nei pressi di Laces il 12 aprile 2010, quando una frana dovuta alla rottura di una condotta dell’acqua per l’irrigazione di un frutteto si è abbattuta improvvisamente e inaspettatamente sulla linea ferroviaria Merano – Malles, provocando il deragliamento di un treno 

  • subsidenza del terreno: ne ho parlato spesso, per esempio qui, riferendomi al caso di Pistoia, e ne parlerò di nuovo, perché i dati dei radar interferometrici hanno letteralmente rivoluzionato lo studio di questo fenomeno e ne rappresentano oggi la base analitica ottimale, offrendo uno straordinario sguardo di insieme a livello regionale del problema
  • movimenti tettonici: l’interferometria radar è fondamentale non solo per determinare le modificazioni della topografia dopo un evento sismico principale, ma anche per evidenziare il creep asismico lungo alcune faglie che si muovono lentamente senza produrre terremoti. In questi casi rispetto all’uso di stazioni GPS appositamente allestite l’interferometria a bersagli permanenti permette una copertura ben più fitta del territorio senza azioni a terra
  • attività vulcanica: anche in questo caso valgono le stesse considerazioni fatte sui movimenti tettonici, con in più la notazione che l’osservazione dallo spazio evita rischi per il personale che studia l’evento. Questa è una considerazione a livello generale perché in Toscana non ci 
sono vulcani attivi 

  • strutture arginali: le dighe foranee sono degli ottimi riflettori e sono ben monitorabili con questa tecnica. È invece difficile monitorare gli argini, quando non presentano specifici bersagli
  • 
per quanto invece riguarda gli edifici, per essere un bersaglio un manufatto in genere deve essere un buon riflettore delle microonde 
Il Ponte Vespucci è invisibile con le microonde
Quindi, a proposito dei manufatti, non tutte le strutture sono monitorabili in questo modo, e questo vale specialmente per una classe di manufatti verso i quali attualmente c’è una focalizzazione particolare dell’opinione pubblica e cioè i ponti. Per esempio, a Firenze l'interferometria radar è in grado di sorvegliare la maggior parte dei ponti, perchè presentano numerosi bersagli utili; solo il Vespucci e il San Niccolò hanno qualità scadenti dal punto di vista della riflessione delle microonde, per cui la loro osservazione satellitare sarebbe possibile solo tramite i dispositivi appositamente installati per fungere da bersagli: altrimenti vanno usate tecniche differenti da terra. 
Inoltre è bene ricordare che dati interferometrici non sono uno strumento utile al fine di stimare la presenza di problemi strutturali in edifici ed infrastrutture ma servono per valutare gli effetti di movimenti del terreno sulle strutture.

IL PORTALE ONLINE
si trova a questo indirizzo. Tutta l’infrastruttura per l’ottenimento, l’archiviazione e la fruizione dei dati è stata implementata facendo uso di tecnologie Open Source e i dati geospaziali vengono condivisi attraverso gli standard per l’interoperabilità dell’OGC (Open Geospatial Consortium) 
Entrando nel portale sono disponibili i termini di utilizzo dei dati, un breve manuale (per favore, leggete, soprattutto, la sezione sulle “pratiche da evitare”!!!!) e i file .zip da scaricare delle varie mappe. In più può essere effettuata la consultazione online, in ambiente webGIS. 

Il WebGIS è organizzato secondo un layout standard proprio dei visualizzatori dei dati spaziali: 

  • la tavola dei contenuti, dove sono elencati i livelli disponibili alla visualizzazione e alcuni strumenti di interazione con tali livelli 

  • la mappa per la visualizzazione e l’interazione con i dati contenuti
  • 
vari strumenti che permettono di zoomare nella mappa, interrogare gli oggetti, stampare la mappa e aggiungerci nuovi livelli (siano essi dei dati presenti in locale che provenienti da geoservizi messi a disposizione da altri enti) 


I livelli presenti sulla mappa possono ovviamente essere attivati e disattivati a piacere e il tool di interrogazione dei punti corrispondenti ai bersagli è attivato di default, permettendo la visualizzazione della serie temporale di deformazione dall’inizio del periodo monitorato fino alla data dell’ultima acquisizione satellitare disponibile. 
Oltre ai dati interferometrici sono presenti alcuni dati provenienti dai servizi di Geoscopio di Regione Toscana, come i dati di infrastrutture e trasporti provenienti dal progetto ITERNET (strade, ferrovie e loro classificazione). Sono anche a disposizione le varie tipologie di ponti presenti sul territorio regionale. 

Ci sono altre utili possibilità: 


  • effettuare ricerche geografiche per indirizzi o località,
  • 
aggiungere dinamicamente altri livelli da altri geo-servizi come ad esempio Geoscopio o Portale Cartografico Nazionale
  • aggiungere a piacere vari formati di file vettoriali in possesso dell’utente (shapefile compressi, file di tracce gps, o file in formato kml/kmz)

Insomma, questa esperienza, per adesso unica al mondo, oggi è in parte disponibile a tutti sul portale della Regione Toscana ed oltre ad essere un servizio utile è anche un esempio di come le tecnologie satellitari possano essere un ausilio importante non solo in aree specifiche dove c’è un problema, ma anche servire a livello regionale per l’uso del territorio e la prevenzione dei danni di alcuni fenomeni



venerdì 28 settembre 2018

Alcune novità negli studi sull'origine dei mammiferi


Il passaggio fra i terapsidi cinodonti e i mammiferi è una delle pietre miliari nell’evoluzione dei vertebrati e ci riguarda molto da vicino. É avvenuto prima della fine del Triassico come testimoniano i fossili del genere Morganucodon, un mammaliforme basale. In questi giorni sono usciti praticamente in contemporanea tre lavori su alcune caratteristiche evolutive importanti ma meno evidenti a prima vista, che hanno dato un contributo importante alle conoscenze su questa transizione evidenziando alcuni aspetti per i quali mammiferi e terapsidi differiscono


Filogenesi semplificata dei vertebrati terrestri. Mancano gli anapsidi
(che non hanno finestre temporali) perchè questo clade è oggi parecchio in discussione
I mammiferi si distinguono immediatamente dagli altri vertebrati, in particolare dai rettili, per diverse caratteristiche molto appariscenti. Ad esempio:

  • il pelo al posto delle scaglie
  • la presenza delle vibrisse
  • la lattazione
  • femori e omeri in posizione verticale anziché orizzontale
  • una andatura al galoppo anziché a zig-zag come i pesci
  • una distinzione netta fra vari tipi di denti per forma e funzione

Ci sono poi delle caratteristiche che invece per essere osservate hanno avuto bisogno di studi più approfonditi, come la presenza di una sola finestra temporale per lato nel cranio (rettili e uccelli ne hanno due) ed altre. Tutte queste differenze vengono da molto lontano. Diciamo che i vertebrati terrestri (tetrapodi) si dividono in:

  • anfibi
  • sinapsidi (tetrapodi con una sola finestra temporale per lato, di cui i mammiferi sono gli unici superstiti)
  • diapsidi (che oltre a tante forme estinte includono gli attuali rettili e uccelli)  

Il termine sinapsidi è bene che sostituisca quello di “rettili mammaliani” perché i sinapsidi erano già ben differenziati dai rettili (i diapsidi dell’epoca) fino dal Carbonifero, poco dopo la comparsa dell'uovo amniotico. 

Diciamo che possiamo dividere la storia dei sinapsidi in quattro parti:

  1. i primi sinapsidi nel Carbonifero e all’inizio del Permiano (l’era in cui erano rappresentati soprattutto dai pelicosauri)
  2. l’affermazione dei terapsidi tra Permiano superiore e Triassico
  3. il periodo dell’oblio, fra Giurassico e Cretaceo, al seguito dell’estinzione di massa di fine Triassico, in cui dominano i diapsidi (in particolare gli arcosauri - dinosauri e simili) e in cui si evolvono i primi mammiferi “veri” del Giurassico, eredi di un gruppo di terapsidi, i cinodonti
  4. la ripresa del dominio sulla terraferma dopo l’estinzione di massa che ha cancellato la stragrande parte dei diapsidi arcosauri (dinosauri e simili) alla fine del Cretaceo

Gli odierni monotremi, l’ornitorinco e le echidna, rappresentano un gruppo di “quasi – mammiferi” se si intendono come “veri mammiferi” i marsupiali e – soprattutto – i placentati. Naturalmente non è che la mamma terapside abbia dato alla luce il primo mammifero… quindi il passaggio dai primi sinapsidi ai mammiferi propriamente detti è un passaggio complesso che coinvolge praticamente tutto il corpo. 

I pelicosauri: la vela (che non tutti possedevano!)
 è stata interpretata come un primo  sistema
per avviare la termoregolazione
DAI PRIMI TETRAPODI AI MAMMIFERI. I primi tetrapodi (vertebrati con 4 zampe) compaiono nel Devonano superiore, verso la fine del Frasniano, 375 Ma. Si trattava di creature ancora acquatiche, che vivevano in lagune nelle cui acque di ossigeno disciolto ce n’era ben poco: per cui le zampe e il collo facevano molto comodo per districarsi nei bassi fondali e per sporgersi meglio dalle acque per respirare aria (qui ho parlato della respirazione in acque con poco ossigeno). I primi veri animali terricoli li troviamo nel Carbonifero iniziale (Tournasiano) della Scozia (Smithson et al, 2012). Il successivo passaggio da ambienti acquatici o semi-acquatici ad un ambiente decisamente subaereo ha coinciso con la comparsa dell’uovo amniotico da cui nascono adulti in miniatura che non passano più dallo stato larvale e quindi non dipendono più strettamente dall’acqua: i primi amnioti sono vissuti a metà del Viseano (345-328 Ma); Gli amnioti esistevano quindi già 323 milioni di anni, in corrispondenza dell’evento di estinzione di massa piuttosto importante della fine del Serpukhoviano, di cui ho parlato qui), che ha comportato una evidente contrazione della biodiversità (Mc Ghee et al, 2012); la conseguente ripresa occupa tutti gli 8 milioni di anni del Baskhiriano e prioprio al passaggio Baskiriano – Moscoviano, 315 milioni di anni fa, si colloca la divergenza fra diapsidi e sinapsidi, con la comparsa dei sinapsidi più antichi, gli Ophiacodontidae (referenze in Brocklehurst et al 2013).
Tra Devoniano superiore e Carbonifero inferiore vivere non è stato semplice: ci sono stati diversi cicli glaciali e almeno 4 eventi di estinzione di massa importanti: 

  • nel Devoniano superiore Devoniano superiore al limite Frasnano – Famenniano
  • passaggio Devoniano – Carbonifero
  • nel Carbonifero inferiore al passaggio Viseano - Serpukhoviano
  • nel Carbonifero inferiore al passaggio Serpukoviano - Bashkiriano

Poi, ancora una volta, c’è una estinzione di massa, il cosiddetto “collasso delle foreste pluviali” del Carbonifero superiore, da cui escono molto bene i sinapsidi che da quel momento e per tutto il Permiano e il Triassico hanno rappresentato il gruppo dominante di vertebrati terrestri; solo tra Giurassico e Cretaceo i diapsidi, con dinosauri ed altri grandi arcosauri, hanno rappresentato il clade dominante ma l’estinzione di fine cretaceo ha restituito ai sinapsidi, rappresentati dai mammiferi, il ruolo di clade dominante fra i vertebrati terrestri
La storia è ovviamente un po' più complessa all’interno dei sinapsidi, dove succedono diverse cose: fino al Permiano inferiore la fauna è dominata dai sinapsidi pelicosauri, insieme a diapsidi Captorhinidae e vari anfibi; dal Permiano medio e superiore inizia il dominio dei terapsidi, i più diretti antenati dei mammiferi, i quali hanno pure ridotto l’importanza di altri cladi che si spartivano i principali ruoli insieme ai pelicosauri, diventando i più comuni fra gli animali di maggiori dimensioni, sia erbivori che carnivori, in un ecosistema che diventa più complesso di prima (Brocklehurst et al 2017).
La differenziazione della colonna vertebrale presacrale
in terapsidi fossili e in rettili e mammiferi viventi
ripresa da Jones et al, 2018


LA DIFFERENZIAZIONE NELLA COLONNA VERTEBRALE. Il primo dei lavori di cui parlo si occupa della colonna vertebrale, nella parte al di sopra della zona sacrale (Jones et al, 2018), che nei mammiferi mostra a seconda della zona anatomica delle morfologie diverse, per esempio fra la regione toracica e quella lombare. La transizione da una colonna presacrale "non regionalizzata" a una "regionalizzata" è un passo importante nell'evoluzione dei mammiferi ed è stata collegata all'origine di andature specializzate e al miglioramento della respirazione. In tutto ciò è probabile che un ruolo importante lo abbia giocato la maggiore mobilità delle spalle, che potrebbe avere non poco influenzato l’evoluzione del bacino. 

Nei rettili generalmente questa zona è più uniforme.
I ricercatori hanno esaminato le colonne vertebrali presacrale di 16 sinapsidi non mammiferi eccezionalmente conservati (inclusi pelicosauri, terapsidi basali e cinodonti), un gruppo di diapsidi paleozoici estinti e una vasta gamma di salamandre, rettili e mammiferi esistenti. Usando i dati morfometrici, hanno quantificato i modelli di regionalizzazione ed eterogeneità della colonna vertebrale  e confrontato la loro evoluzione per chiarire quando e come si è verificata la differenziazione della colonna vertebrale nei sinapsidi. 

Come era prevedibile nella maggior parte dei rettili e nei mammiferi monotremi la colonna vertebrale presenta 4 regioni, mentre in marsupiali e placentati ne presenta 5. 

la figura qui accanto confronta anfibi e diapsidi esistenti con alcuni sinapsidi permo – triassici e i loro discendenti mammiferi esistenti. Si vede che:

  • gli anfibi attuali, ad esempio le salamandre, hanno 2 sole regioni presacrali, torace e collo (come quelli fossili, non compresi nella tabella), per cui in questo gruppo non c’è stato un aumento della regionalizzazione della colonna vertebrale pre-sacrale da quando si è differenziato il collo nei primi tetrapodi 
  • l’aumento della regionalizzazione invece è una caratteristica comune negli amnioti,  indipendentemente in sinapsidi e diapsidi: gli amnioti basali, come gli anfibi, avevano anch’essi due sole regioni nelle vertebre pre-sacrali e se nei sinapsidi la differenziazione avviene a livello della schiena, nei anapsidi riguarda invece il collo
  • nei diapsidi attuali (rettili) la regionalizzazione, sia pure maggiore che nei non-amnioti anfibi, non è molto spinta, tranne che nei varani 
  • nei sinapsidi i pelicosauri hanno ancora solo 2 regioni presacrali e l’aumento della regionalizzaizone inizia dai terapsidi basali
  • fra i mammiferi, i monotremi hanno una regionalizzazione minore di marsupiali e placentati
  • nelle forme attuali ci sono casi isolati di bassa regionalizzazione, che quindi talvolta si è nuovamente ridotta nel tempo

Nella immagine, presa anche essa da Jones et al, 2018, si vede come la differenziazione
proceda nella schiena nei sinapsidi, mentre nei diapsidi riguarda il collo 
nei 3 crani di mammiferi molto diversi fra loro è
visibile il processo angolare della mandibola,
mentre la mandibola dei rettili è dritta


EVOLUZIONE DELLA MANDIBOLA MAMMALIANA E DELL’ORECCHIO INTERNO. Un altra questione interessante è quella della mandibola, la cui evoluzione rappresenta una delle più importanti innovazioni nella storia dei vertebrati, al passaggio fra i terapsidi più mammaliani, cinodonti, e i mammiferi:


  • l'osso che ospitava i denti inferiori si è ingrandito rispetto agli elementi postdenari, trasformando la mandibola a sette ossa dei cinodonti in un osso unico e massiccio;
  • alcuni elementi post-dentari sono stati integrati nell'orecchio medio e interno, migliorandone le prestazioni 
  • si è formata una articolazione secondaria delle mascelle 
  • la modifica della mascella è avvenuta indipendentemente, e in modo differente, in diversi gruppi di cinodonti e anche in tempi relativamente recenti visto che la mascella dell’ornitorinco non ha il processo angolare, la caratteristica curvatura di quella dei placentati e della maggior parte dei marsupiali (fra questi ultimi alcune forme che ne ne sono prive l’hanno successivamente persa durante l’evoluzione)

Questa evoluzione è ben documentata nei fossili, ma fino ad oggi c’è stato un paradosso: come potevano le ossa dell'articolazione mandibolare ancestrale funzionare sia come cerniera articolare per la masticazione che come orecchio? Di fatto molti lavori avevano evidenziato questo problema da parecchio tempo (ad esempio Bramble, 1978).


Lautenschlager et al (2018) hanno creato delle simulazioni al computer sui crani di diversi esemplari di cinodonti vicini ai mammiferi. È stato visto che il rapporto fra lunghezza della mascella da una parte e le sue prestazioni dall’altra (sforzi di trazione e compressione assoluti dell'articolazione mandibolare e forza del morso) non è lineare; insomma… nelle fauci le prestazoni diminuiscono meno delle dimensioni. Quindi la miniaturizzazione dell’animale ha fornito delle condizioni ideali per l'evoluzione dell'articolazione mascellare dei mammiferi, seguita dall'integrazione delle ossa postdentarie nell'orecchio medio.


Il quoziente di encefalizzazione in Cinodonti, mammiferi
basali (Mammaliformes), monotremi (prototheria).
marsupiali (metatheria) e placentati (eutheria)
da Kishida 2017 

PROLE E CERVELLO. Un terzo lavoro dimostra che due caratteristiche importanti dei mammiferi, basso numero di piccoli e espansione del cervello, non erano possedute da parecchi cinodonti. Nell’Arizona i sedimenti fluviali della formazione di Kayenta hanno fornito una grande quantità di nidiacei ben conservati del cinodonte Kayentatherium wellesi (segnalato nella figura della regionalizzazione della colonna vertebrale) con uno scheletro di un adulto che li ricopriva. La nidiata, evidentemente sepolto da una piena improvvisa, era composto da almeno 38 individui, un numero ben superiore a quello documentato nei mammiferi esistenti (Hoffman e Rowe al, 2018). Questa scoperta conferma che la produzione di una prole numerosa rappresenta la condizione ancestrale per gli amnioti, e inoltre fornisce un vincolo temporale per la riduzione del numero dei nati nella linea che ha portato ai mammiferi

Un altro aspetto interessante è nella morfologia dei piccoli: la forma del loro cranio è nel complesso simile a quella degli adulti, senza allungamento allometrico del viso tipico dello sviluppo fetale dei mammiferi. Lo svluppo maggiore del cervello è un tratto tipico dei primi mammiferi: nel genere Morganucodon, un mammaliforme basale – anzi “basalissimo”… –  aveva un indice di encefalizzazione molto più alto dei cinodonti (0.32 – praticamente il doppio) (Kishida, 2017).  Le uniche allometrie positive dei piccoli di Kayenatherium sono associate alle ossa che supportano la muscolatura masticatoria. Siamo già nel Sinemuriano, quindi nel Giurassico inferiore, quando esistevano già mammaliformi con caratteristiche più avanzate come Hadrocodium wui (Luo et al, 2001), con un indice di encefalizzazione di 0,49, superiore persino a quello di alcuni placentati odierni.
Quindi la divergenza fra gli antenati di Kayentatherium e quelli dei mammiferi è avvenuta prima della riduzione del numero della prole e della espansione del cervello che ha riorganizzato l'architettura cranica alla base di Mammaliaformes.
C'è l'ipotesi che il cervello si sia ingrandito per la necessità di migliorare l’olfatto dettata dalle abitudini notturne (e infatti in Morganucodon il bulbo olfattivo è molto grande), però è probabile che già molti pelicosauri avessero abitudini notturne 100 milioni di anni prima (Angielczyk e Schmitz 2014) e questo mette n pò in discussione questa idea

Angielczyk e Schmitz 2014 Nocturnality in synapsids predates
 the origin of mammals by over 100 million years. Proc. R. Soc. B 281: 20141642. http://dx.doi.org/10.1098/rspb.2014.1642 
Bramble, 1978 Origin of the mammalian feeding complex: models and mechanisms. Paleobiology 4, 271–301 (1978)
Brocklehurst et al 2013 The early evolution of synapsids, and the influence of sampling on their fossil record  Paleobiology, 39(3),. 470–490 
Brocklehurst et al 2017 Olson’s Extinction and the latitudinal biodiversity gradient of tetrapods in the Permian. Proc. R. Soc. B 284: 20170231. 
Hoffman e Rowe  2018 Jurassic stem-mammal perinates and the origin of mammalian reproduction and growth Nature 561, 104-10 8   
Kishida 2017   Evolution of the Mammalian Brain with a Focus on the Whale Olfactory Bulb in Shigeno et al (eds) Brain Evolution by Design - From Neural Origin to Cognitive Architecture Spinger 
Jones et al 2018 Fossils reveal the complex evolutionary history of the mammalian regionalized spine Science 361, 1249–1252 
Lautenschlager et al 2018 The role of miniaturization in the evolution of the  mammalian jaw and middle ear Nature, in press
Luo et al, 2001 A New Mammaliaform from the Early Jurassic and Evolution of Mammalian Characteristics Science, 292, 1535-1538
McGhee et al 2012 Ecological ranking of Phanerozoic biodiversity crises: The Serpukhovian (early Carboniferous) crisis had a greater ecological impact than the end-Ordovician Geology 40, 147-150
Smithson et al 2012 Earliest Carboniferous tetrapod and arthropod faunas from Scotland populate Romer’s Gap PNAS 109/12, 4532-4537



lunedì 24 settembre 2018

La subsidenza: un fenomeno il cui monitoraggio è stato particolarmente semplificato con i dati satellitari e il caso della piana fra Firenze, Prato e Pistoia



Torno dopo un po' di tempo a parlare della subsidenza delle aree di pianura, perché è appena uscito un lavoro che parla dei movimenti verticali del terreno nel bacino intermontano tra Firenze, Prato e Pistoia, dove gli effetti antropici, passati e presenti, sono una chiave importante per leggere alcune deformazioni del terreno. Questi lavori non avrebbero potuto essere svolti senza l’uso delle tecnologie satellitari, GNSS e InSAR, che permettono una sorveglianza veloce e abbastanza dettagliata del territorio, specialmente il secondo con il metodo dei persistent scatterers.


Subsidenza provocata dai prelievi di acqua dalle falde
Si può definire la subsidenza come un abbassamento della superficie terrestre leggero e graduale, che alle volte, comunque, può anche accelerare vistosamente (Galloway & Burbey, 2011). La subsidenza è nella natura stessa delle zone soggette a sedimentazione: senza l’abbassamento del terreno sarebbe impossibile la deposizione di qualsiasi serie sedimentaria, dalle più sottili alle grandi serie delle pianure o delle piattaforme continentali spesse molti km. 
La subsidenza è un geo-rischio decisamente meno conosciuto rispetto ad altri (diciamo soprattutto che per la sua lentezza all’occhio umano è molto meno evidente, ad esempio, di una frana), ma le sue conseguenze possono essere drammatiche: può provocare  deformazioni su edifici ed altre infrastrutture e quindi innescare situazioni di rischio, e assume livelli piuttosto allarmanti in alcune  pianure costiere, dove l’abbassamento del suolo e l’attuale trend di innalzamento del livello marino preoccupano specialmente per l’ingressione di acque salate nelle falde acquifere di acqua dolce. La subsidenza è stata anche invocata come causa di terremoti: per esempio quello estremamente superficiale M 5.1 del 11-05-2011 nei pressi di Lorca, c’è chi afferma che il cambiamento dello stato di sforzo nel sottosuolo dovuto all'estrazione delle acque sotterrane abbia innescato un evento sismico che comunque sarebbe avvenuto lo stesso in un prossimo futuro (per esempio Gonzales et al, 2012), ma questa ipotesi ha incontato lo scetticismo della maggior parte dei ricercatori, perché è avvenuto su una faglia notoriamente attiva (Vissers e Meijninger, 2011).


Falde acquifere e subsidenza delle aree costiere
La subsidenza può essere provocata da diversi fenomeni: 

  • un abbassamento tettonico (che è anche la causa dell’inizio della deposizione di serie sedimentarie importanti
  • nelle aree di sedimentazione può essere la risposta isostatica della crosta all’aumento del carico sedimentario sovrastante (un po' come, al contrario, la Scandinavia si sta tutt’ora rialzando da quando non ha più la calotta glaciale che la ricopriva fino a 12.000 anni fa)
  • la risposta alla compattazione dei sedimenti dovuta al peso di quelli che gli si sono accumulati sopra
  • cambiamenti nella mineralogia dei sedimenti durante la diagenesi o per modifiche naturali dell'umidità del sottosuolo

Negli ultimi decenni la subsidenza registra una nuova componente che è di origine antropica: il prelievo di idrocarburi, ma soprattutto quello di acque a vari scopi (irriguo ed industriale soprattutto): in questo modo viene diminuita la pressione idrostatica dei pori del terreno e di conseguenza quanto vi sta sopra si rilassa, abbassandosi.


Ieri: livellazioni manuali
oggi: immagini da satellite
LA MISURA DELLA SUBSIDENZA: IERI UN AFFARE MOLTO COMPLESSO, OGGI COSA MOLTO PIÙ SEMPLICE. Misurare la subsidenza nel passato non era molto semplice: dovevano essere utilizzate delle reti geodetiche manuali e quindi il suo riconoscimento, lento e complesso attraverso il traguardamento di vari punti uno per uno, era forzatamente limitato a casi particolari ed importanti come la Central Valley della California (Poland et al, 1975), dove il tasso di subsidenza è anche influenzato dalle condizioni meteorologiche delle singole annate (Murray e Lohman, 2018).

Le tecnologie satellitari hanno consentito un salto in avanti nella misura della subsidenza. All’inizio fu il GNSS: è un sistema che in genere sfrutta i dati dell’americano GPS; di fatto il GNSS è spesso identificato tout court con il GPS che è – come dire – un marchio diventato nome; in realtà esiste da anni un altro sistema GNSS, il russo GLONASS, ed è in avanzato sviluppo il sistema europeo Galileo. Il GNSS fornisce i dati in maniera veloce ma necessita di stazioni opportunamente installate, per cui forzatamente non è possibile configurare una rete particolarmente fitta (ovviamente per misurazioni come queste, a scala millimetrica, si devono utilizzare strumentazioni estremamente più precise di quelle comunemente disponibili e usare algoritmi particolari per raffinare il dato). Per ottenere una copertura migliore a costi più bassi e tempi di realizzazione molto più brevi, la tecnologia ha fornito da una trentina di anni una soluzione molto pratica, l’interferometria da satellite con il metodo dei persistent scatterers, punti di cui viene registrata la posizione ad ogni passaggio di un satellite. In questo modo si misura molto bene la componente verticale dei movimenti del terreno ed è possibile monitorare praticamente tutta la superficie terrestre. Ad esempio in questo modo Rosi et al (2016) hanno potuto determinare rapidamente tutte le aree in subsidenza in Toscana, molte delle quali non sarebbero state riconosciute con i metodi classici. Ho parlato dettagliatamente della tecnica InSAR presentando il monitoraggio del territorio della Regione Toscana, la prima al mondo ad essersi dotata di questo strumento.
I punti studiati con ENVISAT (2003- 2010) e le correzioni
delle velocità verticali effettuate tramite i dati GNSS.
É molto chiara la subsidenza dell'area pistoiese a NW
Oltre alla grande quantità di dati ottenibili, questa tecnica ha un altro grande vantaggio: nella ricostruzione dei movimenti si può tornare indietro nel tempo fino a quando, in genere i primi anni ‘90, esistono i dati satellitari appropriati. È così, per esempio, che nel 2005 è stato possibile osservare come si evolveva la subsidenza nella valle del fiume Segura (SE della Spagna) oltre 10 anni prima (Tomas et al, 2005). 
Recentemente i ricercatori del Dipartimento di Scienze della Terra dell’Università di Firenze e dell’Istituto Geografico Militare Italiano hanno utilizzato i dati ricavati dalle immagini satellitari ENVISAT tra il 2003 e il 2010 e quelli di SENTINEL-1 tra il 2015 e il 2017, combinandole con i dati GNSS per investigare la subsidenza nella pianura di Firenze-Prato-Pistoia (Del Soldato et al, 2018). I primi dati delle stazioni GNSS sono disponibili da tempi diversi: i più vecchi partono dal 1998 e gli ultimi dal 2010.  
Le velocità di deformazione verticale risultanti sono allineate al dato del Sistema di riferimento terrestre europeo 89 (ETRS89) e possono essere considerate velocità reale di spostamento. Le mappe di deformazione verticale del terreno derivate dai dati ENVISAT e Sentinel-1, sono state corrette con il GNSS, e mostrano come si è evoluta l'area interessata dalla subsidenza nei periodi 2003-2010 e il 2014-2017.

Il Bacino dove sono Firenze, Prato e Pistoia è l'unica vallata
della Toscana interna a non avere un nonme geografico
IL BACINO DI FIRENZE, PRATO E PISTOIA. La vallata tra Firenze, Prato e Pistoia rappresenta un caso direi unico nella toponomastica mondiale: nel versante tirrenico degli Appennini si susseguono creste e depressioni: tutte naturalmente hanno un nome (ad esempio Casentino, Valdarno superiore, Mugello) a parte, appunto, questa fossa tra Rovezzano, alle porte di Firenze e Serravalle Pistoiese, paese a cavallo dello spartiacque con la piana della Lucchesia; nel cercarne una definizione, ovviamente essendo i toscani molto campanilisti, pensare di chiamarla semplicemente “Bacino di Firenze” si configura come un torto nei confronti di chi non viene nominato, per cui vanno citate almeno le altre due realtà più grandi che vi insistono e quindi il nome diventa “Bacino di Firenze – Prato – Pistoia”, in sigla BFPP, in attesa che protestino per l’esclusione gli abitanti di Campi Bisenzio, Poggio a Caiano, Montemurlo o Quarrata, tanto per citare i comuni principali (mi scuso con gli abitanti degli altri comuni che non ho ulteriormente elencato..).
Annoto comunque che anche la pianura che si stende fra Montecatini, Lucca, Empoli, Livorno e la Versilia a sua volta è priva di un nome generale che la comprenda nella sua interezza….
Uno scorcio del Bacino di Firenze - Prato - Pistoia
dai colli sopra Sesto Fiorentino:
la piana si estende a questo modo per 35 km
con una larghezza di circa 9 km
Il bacino di Firenze – Prato – Pistoia è orientato NNW-SSE; si è formato dalla fine del Pliocene e da quel momento si è avviata la deposizione di una serie spessa fino a 600 metri nella zona centrale, essenzialmente formata da sedimenti alluvionali e lacustri. Da notare che l’aspetto del BFPP è nettamente differente da quello dei suoi fratelli: in Mugello, Casentino, Valdarno superiore i sedimenti lacustri e fluviali plioquaternari che si sono deposti in quelle depressioni sono spesso visibili perché si è abbassato il livello di base dei fiumi e quindi sono andati in erosione; di conseguenza il paesaggio vede una serie di rilievi collinari all’interno del bacino stesso, come le famose balze del Valdarno superiore; il BFPP, che è posto ad un livello inferiore di quegli altri è invece quasi totalmente un’area di sedimentazione; di fatto il centro del bacino è tutt’ora spesso soggetto ad alluvioni ed è particolarmente noto nella storia perché è stato uno dei principali ostacoli naturali incontrati da Annibale nella sua spedizione in Italia: perennemente impaludato di suo, fu incontrato dall’esercito cartaginese in un momento in cui gli acquitrini erano particolarmente difficili ad attraversare e il grande condottiero proprio qui perse un occhio per una malattia contratta in queste malsane paludi; gli unici depositi attualmente in erosione formano un terrazzo fra Careggi e le aree sotto Fiesole e Settignano e alcune collinette a W di Bagno a Ripoli, tutte annidate quindi all’estremità orientale della valle. Arno, Ombrone pistoiese e Bisenzio sono i fiumi principali che lo percorrono.
I punti esaminati con Sentinel tra il 2015 e il 2017:
anche qui si nota facilmentela subsidenza a Pistoia

LA SUBSIDENZA DEL BACINO DI FIRENZE, PRATO E PISTOIA. La spessa serie sedimentaria fluvio – lacustre deposta nel bacino, la cui superficie è ora posta mediamente a poco meno di 50 metri sul livello del mare, dimostra l’elevato tasso di subsidenza che lo caratterizza naturalmente.
Inoltre ci sono diverse cause antropiche che la influenzano: il carico degli edifici ma, principalmente, l’estrazione di acque a scopo irriguo ed industriale. 

L’attività immediatamente visibile da chi passa per Pistoia è il florovivaismo, attività che utilizza grandi quantità di acque estratte dal sottosuolo. 
Il pratese è invece noto per l’attività tessile e le tintorie, che hanno costituito un importante elemento di consumo di acque, prelevate indiscriminatamente a livelli decisamente insostenibili per le falde, specialmente fra gli anni ‘50 e ‘80. Poi, fra la sensibile diminuzione del numero delle attività e l’attuazione di procedure per il riciclo delle acque industriali, i prelievi dalla falda acquifera sono molto diminuiti.
In buona sostanza le parti della piana comprese nelle province di Prato e di Firenze tra il 2003 e il 2010 possono essere considerate sostanzialmente stabili, tranne che in pochi punti compresi tra la il centro di Prato e i comuni di Campi Bisenzio, Calenzano e Sesto Fiorentino, dove localmente sono raggiunte velocità di subsidenza fra 13 e 10 mm/anno e di innalzamento nel centro di Prato. Invece a Pistoia il centro urbano e una parte dell’area a SE della città sono in forte abbassamento.


Il sollevamento del centro di Prato
e la subsidenza nella zona di Campi Bisenzio
INNALZAMENTO E SUBSIDENZA ATTUALI NEL PRATESE. Esaminiamo adesso i dati specifici delle aree dove ci sono dei movimenti verticali intensi. Iniziamo dall’area tra Prato e Campi Bisenzio, a cavallo fra la provincia di Prato e quella di Firenze. In arancione i dati ENVISAT del primo periodo e in blu i dati SENTINEL del secondo periodo, che mostrano dei comportamenti diversi fra loro.
La parte a sinistra nella sezione DD’  (che è orientata grossolanamente NW-SE) dimostra che l’agglomerato principale della città di Prato presenta un tasso di subsidenza negativo, cioè il suolo si sta sollevando. Questo è dovuto essenzialmente alla fine delle attività industriali all’interno del tessuto urbano propriamente detto: la cittadina laniera ha avuto una crescita tumultuosa nel dopoguerra, per cui le aree residenziali hanno circondato le attività industriali, che a poco a poco hanno dovuto ricollocarsi  in zone più periferiche. 
La sezione EE’ rientra totalmente all’interno dell’abitato pratese (il vertice E è praticamente in piazza del Duomo). Il tasso di innalzamento tra le due epoche è diminuito nel secondo periodo di osservazione nella parte più vicina al centro, mentre nella parte più lontana presenta andamento opposto.   
Il motivo di questo sollevamento sta nel fatto che l’area residenziale è essenzialmente edificata sulla conoide del Bisenzio, la cui falda forniva acqua in abbondanza e adesso, grazie alla fine dei prelievi, si sta velocemente ricaricando.

Nella parte destra della sezione DD’ sono comprese invece alcune delle poche aree attualmente in subsidenza, che è aumentata negli ultimi anni in una fascia corrispondente ai nuovi insediamenti produttivi tra Prato e Campi Bisenzio. L’intersezione della sezione DD’ con la sezione FF’ corrisponde ad uno dei massimi della subsidenza, quello a sud del casello di Prato Est della A11. Le sezioni EE' e FF' sono disponibili su Del Soldato et al (2018)


Il confronto fra i dati ENVISAT e Sentinel, con i decisi
cambiamenti nel movimento tra i due periodi, in particolare
nell'area urbana di Pistoia
LA SUBSIDENZA A PISTOIA. Pistoia è un caso un po' più strano. Attualmente ci sono due aree principali in subsidenza, con valori dell'abbassamento che arrivano a 20 mm/anno:

  • quella a SE della città, lungo la via Fiorentina, centrata convenzionalmente nella frazione del Bottegone, in cui il fenomeno è chiaramente connesso agli emungimenti della falda da parte del florovivaismo. La situazione degli acquiferi è un po' complessa, ce ne sono diversi con tempi di ricarica diversi e provenienza delle acque ancora non molto chiara. Il tasso di  subsidenza è diminuito tra i due periodi, probabilmente per una riduzione delle attività e/o per una riduzione dei prelievi
  • il centro della città, che è all’intersezione fra le sezioni AA’ e BB’, mostra invece un vistoso aumento del tasso di subsidenza nel secondo periodo. Le misure dimostrano che questo abbassamento persiste tutt’ora a livelli elevati 

Anche in questo caso le altre sezioni (BB' e CC') sono in Del Soldato et al (2018). Il grafico qui sotto mostra la serie temporale di un sito rappresentativo all'interno del centro storico di Pistoia. Prima del 2007 c'erano delle oscillazioni, ma è da quel momento che è stata imboccata la via dell'abbassamento, i cui valori erano fino al 2010 abbastanza ridotti. La ripresa dei monitoraggi dal 2015 è arrivata ad accelerazione del movimento già avvenuta e quindi non è dato sapere quando è avvenuto nè come si è svolto il cambio di velocità. Le cause di questo improvviso mutamento del comportamento del suolo sotto la città non sono ancora state chiarite e sono tutt'ora oggetto di attenti studi.
Questo lavoro dimostra ancora una volta l’estrema utilità dei dati satellitari per lo studio delle deformazioni in aree di una certa grandezza e consente ancora una volta di dimostrare come le attività antropiche influenzino in maniera massiccia i movimenti verticali del suolo.

Il diverso comportamento del suolo nel centro di Pistoia
tra il periodo di osservazione con ENVISAT e quello con Sentinel



Del Soldato et al 2018 Subsidence Evolution of the Firenze–Prato–Pistoia Plain (Central Italy) Combining PSI and GNSS Data Remote Sens. 2018, 10, 1146; doi:10.3390/rs10071146 

Galloway, D.L.; Burbey, T.J. Regional land subsidence accompanying groundwater extraction. Hydrogeol. J. 2011, 19, 1459–1486 

Gonzales et al 2012 The 2011 Lorca earthquake slip distribution controlled by groundwater crustal unloading Nature Geoscience | Vol 5 | November 2012 DOI: 10.1038/NGEO1610 

Murray e Lohman, 2018 Short-lived pause in Central California subsidence after heavy winter precipitation of 2017 Sci. Adv. 2018;4:eaar8144 

Poland et al, 1975 Land subsidence in the San Joaquin Valley, California, as of 1972 Geological Survey Professional Paper 437-H

Rosi et al, 2016 Subsidence mapping at regional scale using persistent scatters interferometry (psi): The case of tuscany region (Italy). Int. J. Appl. Erth Obs. Geoinf. 2016, 52, 328–337. 

Tomas et al 2005 Mapping ground subsidence induced by aquifer overexploitation using advanced Differential SAR Interferometry: Vega Media of the Segura River (SE Spain) case study Remote Sensing of Environment 98 (2005) 269 – 283 

Vissers e Meijninger 2011 The 11 May 2011 earthquake at Lorca (SE Spain) viewed in a structural-tectonic context Solid Earth, 2, 199–204, 2011