martedì 27 febbraio 2024

La Large Igneous Province di Alborz e l'estinzione di massa della fine dell'Ordoviciano: l'ultimo collegamento che mancava fra una estinzione di massa e la messa in posto di una LIP


Il collegamento fra quattro delle 5 maggiori estinzioni di massa e la messa in posto di Large Igneous Provinces (LIP) è ormai acclarato da tempo. Per quanto riguarda invece la fine dell’Ordoviciano, fino ad oggi non c’era una LIP corrispondente e quindi si sono scatenate le ipotesi extraterrestri più varie (asteroide, supernova etc etc), che però non spiegano i parametri geochimici dei sedimenti dell’epoca. Un lavoro ha finalmente identificato nell’Iran settentrionale la large igneous province di Alborz, databile appunto all’Ordoviciano superiore, evidenziando quindi l’ultimo collegamento mancante fra una LIP e una importante estinzione di massa, nella quale è scomparso l’85% delle specie viventi, risolvendo un problema che si è trascinato per decenni.

LARGE IGNEOUS PROVINCES ED ESTINZIONI DI MASSA. Le Large Igneous Provinces sono delle enormi serie magmatiche, dell’ordine delle centinaia di migliaia se non di milioni di km cubi di magmi, che si mettono in posto in tempi geologicamente brevi. C’è una ampia letteratura che dimostra il legame fra queste enormi eruzioni e gli eventi di estinzione di massa, ad esempio i Trappi della Jacuzia per l’estinzione del Devoniano superiore, i trappi siberiani per la fine del Permiano, i basalti dell’Atlantico centrale per la fine del Triassico e i trappi del Deccan per la fine del Cretaceo (quest’ultimo caso piaccia o non piaccia ai sostenitori dell’asteroide – killer). Anche le estinzioni “minori” sono avvenute in corrispondenza di eventi vulcanici di quel tipo (Kasbohm et al., 2021), per esempio l'estinzione del Cambriano inferiore (basalti di Kalkarindji), del Permiano medio (trappi di Emeishan), gli eventi anossici del Cretaceo (diversi plateau oceanici),   il passaggio Paleocene - Eocene (basalti dell'Atlantico settentrionale). Sono stati proposti diversi meccanismi per spiegare l’associazione fra LIP ed estinzioni di massa, fra i quali i più importanti sono un raffreddamento globale nelle fasi iniziali dell’attività dovuto a importanti emissioni di polveri che loccno la radiazione solare, il riscaldamento globale in corrispondenza del parossismo di attività dovuto alle emissioni di CO2 e SO2, l’anossia nei mari, il rilascio di gas tossici o metalli, l’acidificazione degli oceani e delle piogge. Una sintesi la potete leggere in Ernst et al. (2021). Ho parlato spesso di questo rapporto causa - effetto sia su Scienzeedintorni che sul mio libro "il meteorite e il vulcano, come si estinsero i dinosauri". 

la breve durata dei piani dell'Ordoviciano
superiore e del Siluriano inferiore 
dimostra il prolungato turn-over faunistico
UNA GRANDE ESTINZIONE DALLE CAUSE FINORA NON CHIARE. L'estinzione di massa del tardo Ordoviciano, a causa della sua drammatica perdita di specie, è ampiamente considerata come la seconda più grande delle "Big Five", i 5 maggiori eventi di estinzione di massa del Fanerozoico, a partire dal lavoro di Raup e Sepkoski (1982). 
Come ho scritto, questa estinzione ha avuto finora la particolarità di essere l'unica non associata ad una Large Igneous Province, circostanza che ha ovviamente scatenato la corsa alla ricerca di cause extraterrestri (asteroide e supernova in particolare). Ma il perdurare nel tempo dell'elevato turnover faunistico suggerisce un prolungarsi delle cause non proprio compatibile con eventi puntuali come quelli astronomici.

Finalmente qualcosa si è mosso negli ultimi anni, perchè un numero crescente di osservazioni ha suggerito la presenza di una intensa attività magmatica nell’Ordoviciano superiore e nel Siluriano inferiore, contemporaneo quindi al frequente turnover faunistico che caratterizza questa fase della storia della Terra. Per questo molti ricercatori hanno postulato una LIP come fattore scatenante anche dell’evento di fine Ordoviciano. Ad esempio Li et al. (2021) hanno evidenziato in una serie stratigrafica di quella fase nel sud della Cina un nesso causale tra eventi vulcanici, perturbazioni nel rapporto  isotopico di carbonio e zolfo e cambiamenti ambientali durante il tardo Ordoviciano e il primo Siluriano. Di conseguenza, hanno proposto due periodi di intensificato vulcanismo, il primo tra il Katiano e l’Hirnantiano inferiore e il secondo dal tardo Hirnantiano all’inizio del Siluriano. Nel tempo sono state indicate alcune aree di attività vulcanica potenzialmente in grado di provocare queste variazioni (Siberia orientale, Corea del Sud, Argentina, Canada orientale) ma non paiono essere al livello di una large igneous province (Ernst e Youbi, 2017). 

GONDWANA, TERRENI CIMMERICI E PALEOTETIDE. In pratica la tettonica degli ultimi 500 milioni di anni si potrebbe riassumere così: una perdita di pezzi da parte di un supercontinente meridionale aggregatosi circa 500 milioni di anni fa, che a parte l’Antartide a poco a poco si stanno riagglomerando in un continente settentrionale.
Questo continente di 500 milioni di anni fa comprendeva tutti i continenti a parte le masse ora corrispondenti a America settentrionale (Laurentia), Europa Settentrionale (Baltica) e quasi tutta la Siberia ed è noto in genere come Gondwana ma io, seguendo Powell et al (1999), preferisco usare il termine Pannotia, riservando il termine Gondwana solo a quella parte che si è separata nel Mesozoico per dare vita ai singoli continenti meridionali attuali (ne ho accennato qui)
Nell’Ordoviciano inizia uno dei principali eventi di fratturazione del supercontinente, con il distacco dei “terreni cimmerici”, e cioè una gran parte dei blocchi che ora formano Turchia, Azerbaijan, Iran, Afghanistan e Tibet. Fra questi e il Gondwana si formerà la Paleotetide. Questi terreni poi si sono scontrati nel Triassico con il Kazhakstan e altri blocchi per formare l’Asia. La collisione fra i terreni cimmerici e il Kazakhstan ha provocato la formazione nel Triassico dell’orogene dei Monti Alborz, che si estende in modo sinuoso per circa 2000 km dal Piccolo Caucaso dell'Armenia e dell'Azerbaigian a ovest fino al Kopet-Dagh che segna il confine fra Iran e Turkmenistan, ai Monti Paropamisus dell'Afghanistan settentrionale. In seguito la Paleotetide è stata chiusa nl Terziario quando altre parti del vecchio supercontinente, Afro-Arabia e India, si sono nuovamente uniti ai terreni cimmerici ormai amalgamati nell’Asia (ne ho parlato sempre nel post linkato prima).

l'orogene triassico di Alborz con in rosso le aree studiate da Derakhshi et al (2022
LA (NUOVA) LARGE IGNEOUS PROVINCE DI ALBORZ. Nell'Iran settentrionale la letteratura scientifica ha documentato una vasta serie di magmi, in genere alcalini, messi in posto in un ambiente intraplacca tra l’Ordoviciano medio e il Siluriano, con degli impulsi coevi con le tracce di magmatismo trovate in Cina e non solo. Sono distribuiti su una lunghezza di 1700 km e in alcuni casi il loro spessore è superiore ai 1000 metri. 
  • Questa attività era già stata messa in relazione con il rift continentale che alla fine ha portato all'apertura della Paleotetide. 
  • Derakhshi et al (2022) hanno unito tutti questi magmi in una Large Igneous Province che chiamano LIP di Alborz. 

Dobbiamo inoltre notare che  il periodo che precede l'apertura di un nuovo bacino oceanico rappresenta le condizioni geodinamiche ideali per la formazione di Large Igneous Provinces (e in genere di un magmatismo abbondante, come è successo ad esempio dal passaggio Permiano - Triassico e fino al passaggio Paleocene - Eocene prima delle separazioni fra continenti chge hanno guidato la formazione dell’Oceano Atlantico e dell’oceano Indiano e quindi la fratturazione del Gondwana.
Per quanto riguarda la tempistica degli eventi più che delle datazioni assolute sono importanti quelle relative, in particolare ai limiti dei piani in cui è diviso l’Ordoviciano. Nei sedimenti dell’area gli Autori evidenziano una correlazione temporale fra le anomalie del mercurio, legate alla attività magmatica e l'evento di estinzione di massa del tardo Ordoviciano. Inoltre nel Darriwilliano inizia un significativo declino globale del rapporto 87Sr/86Sr: si tratta di una tipica sintomatologia  derivante da un alto tasso di alterazione chimica dei silicati dovuti alla maggior acidità dell’atmosfera e delle acque, evidentemente innescata dalle emissioni di CO2 e SO2 associate alle eruzioni.
Sulla base del lavoro sul campo, delle età relative e anche delle datazioni radiometriche l'inizio degli eventi vulcanici coincide con l’inizio del Darriwiliano; c’è poi un altro picco di attività vulcanica al passaggio Sandbiano-Katiano, mentre il culmine del vulcanismo avviene durante il tardo Katiano-Hirnantiano. È da notare che la scala geologica dei tempi funziona su base bio-stratigrafica e quindi la durata molto limitata dei piani dell’Ordoviciano superiore (l’Hirnantiano è lungo meno di due milioni di anni!) dimostra l’estrema velocità del turn-over faunistico, che continuerà anche nel Siluriano, fino a quando si concluderà l’attività del rift che ha poi portato - appunto - all’apertura della Paleotetide.

IN CONCLUSIONE: LA LIP DI ALBORZ COME CAUSA DELL’ESTINZIONE DELLA FINE DELL’ORDOVICIANO. Derakhshi et al (2022) forniscono un insieme di prove per le quali i magmi dell’Iran settentrionale costituiscono una Large Igneous Province, la cui attività diventa un valido candidato per l’innesco dei cambiamenti ambientali alla base dell’estinzione di massa della fine dell’Ordoviciano, colmando una importante lacuna nelle connessioni fra eventi biotici ed eventi geologici nella storia della Terra.


BIBLIOGRAFIA

Derakhshi et al (2022), Ordovician-Silurian volcanism in northern Iran: Implications for a new Large Igneous Province (LIP) and a robust candidate for the Late Ordovician mass extinction Gondwana Research Gondwana Research 107 (2022) 256–280

Ernst et al (2021). Large Igneous Province Record Through Time and Implications for Secular Environmental Changes and Geological Time-Scale Boundaries. Chapter 1 In: Ernst, et al (eds.) Large Igneous Provinces: A Driver of Global Environmental and Biotic Changes. AGU Geophysical Monograph 255, pp. 3-26.

Ernst e Youbi (2017). How Large Igneous Provinces affect global climate, sometimes cause mass extinctions, and represent natural markers in the geological record. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 478, 30–52.

Kasbohm, et al (2021). Radiometric Constraints on the Timing, Tempo, and Effects of Large Igneous Province Emplacement. In: Ernst et al (eds.) Large Igneous Provinces: A Driver of Global Environmental and Biotic Changes. pp. 27-82.

Kozik et al (2022) Rapid marine oxygen variability: Driver of the Late Ordovician mass extinction , Sci. Adv. 8, eabn8345 (2022)

Li et al, (2021). Carbon and sulfur isotope variations through the Upper Ordovician and Lower Silurian of South China linked to volcanism. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol. 567

Powell et al (1995). Did Pannotia, the latest Neoproterozoic southern supercontinent, really exist?: Eos (Transactions, American Geophysical Union), Fall Meeting,76,46, p.172
3.

Raup e Sepkoski Jr (1982). Mass extinctions in the marine fossil record. Science 215, 1501–1503

 

venerdì 23 febbraio 2024

in base ai modelli fra qualche giorno potrebbe esserci la quarta eruzione in 3 mesi vicino a Grindavik


Dopo una fase introduttiva durata parecchie stettimane tra ottobre, novembre e metà dicembre in cui il poco viscoso magma basaltico ha iniziato a salire dalle profondità della crosta islandese, nella penisola di Reykjanes (e più precisamente nella zona di Grindavik) il leit-motiv di questi ultimi mesi è rappresentato da cicili di accumulo di magma a bassa profondità con sollevamento del terreno (accompagnato anche da qualche collasso), seguiti da una breve eruzione., dopo la quale inizia il nuovo ciclo di “ricarica”. Il ciclo è già avvenuto 3 volte ma ora siamo in vista della quarta eruzione da quella iniziata a metà dicembre. 
Il grafico mostra un confronto del volume di magma accumulato sotto Svartsengi prima che il magma fuoriuscisse vicino a Grindavik durante gli eventi recenti. Il volume è calcolato da un modello basato su dati GPS ed è ovviame soggetto a incertezza. Si possono osservare variazioni significative anche tra i giorni. L'attuale stato di accumulo del magma al 22 febbraio è contrassegnato dalla linea marroncina.  

il grafico dell'andamento del'accumulo di magma dal primo giorno di sollevamento in poi.


L’individuazione del possibile scenario si basa sull'interpretazione dei dati più recenti e sullo sviluppo osservato degli eventi precedenti che sono avvenuti in questi mesi nell'area e ovviamente hanno un certo margine di’incertezza, poiché si basano appunto solo su pochi eventi.
I calcoli basati su questo modello indicano che dalla fine dell’eruzione precedente sotto Svartsengi si sono accumulati circa 5 milioni di metri cubi di magma. Considerando l’andamento degli episodi eruttivi precedenti, la probabilità di un'eruzione è molto alta se e quando il volume raggiungerà gli 8-13 milioni di metri cubi. Sulla base dei calcoli del modello, se il magma continuasse ad accumularsi al ritmo attuale ciò potrebbe verificarsi già all’inizio della prossima settimana.
Va comunque notato che non si può affermare con sicurezza che questo sarà lo scenario reale  e che il comportamento sarà identico a quello degli eventi precedenti, anche se evidentemente la probabilità che avvenga così sono alte. Inoltre, esiste la possibilità che il magma possa migrare sotto Sundhnúkur con l’apertura di un nuvo dicco, trovando spazio senza provocare per adesso l’eruzione.

carta del rischio valida dal 23 al 26 gennaio, al netto di possibili sviluppi

Gli scienziati stimano che in caso di eruzione, questa si propagherà da Svartsengi verso il cratere Sundhnúkur, tra Stóra-Skógfell e Hagafell, la fascia che ho indicato con la linea rossa dove la crosta è più debole. I settori più a rischio sono infatti quelli più scuri. Come si vede Grindavik è ancora nella fascia di maggiore pericolosità, anche se dal 19 febbraio è stato tolto l'ordine di evacuazione, consentendo il ritorno degli abitanti e la ripresa delle attività economiche
Il segnale precursore principale dell’eruzione sarà un improvviso aumento dell’intensa attività sismica con molti terremoti localizzati e di piccola magnitudo e l’evento potrebbe iniziare con poco o nessun preavviso: n uno scenario in cui il magma risale verso la superficie direttamente da Svartsengi, si stima che i primi segnali verrebbero identificati 4-7 ore prima che il magma raggiunga la superficie e l'ultima volta sono state poche ore e per di più nella notte.



mercoledì 7 febbraio 2024

la interessante proposta di un aggiornamento nella scala del tempo geologica della Luna


Una scala del tempo geologico di un pianeta è un sistema cronologico con il quale, definendo una sequenza temporale ricavata da osservazioni geologiche, si correlano nel tempo gli avvenimenti avvenuti in un pianeta e ne mostra l'evoluzione progressiva. Un team sino-americano ha proposto un aggiornamento della scala del tempo geologico della Luna, ideata grazie ai progressi della ricerca post-Apollo. Questa nuova scala fornisce un quadro integrato per rappresentare l’evoluzione della Luna e ha importanti implicazioni per lo studio geologico di altri pianeti di tipo terrestre.

La scala temporale della Luna fu stabilita mezzo secolo fa ai tempi delle missioni Apollo, ma negli ultimi decenni una vasta gamma di studi ha significativamente ampliato la nostra comprensione dell’evoluzione geologica lunare globale utilizzando dati con copertura spaziale e risoluzione molto migliori rispetto a quelle osservazioni pionieristiche. Inoltre le missioni Apollo hanno riguardato la faccia visibile della Luna, per cui viene considerata poco la sua faccia nascosta, che invece è quella in dove si trovano le zone più antiche e primordiali (Jolliff et al., 2000).
Grazie quindi a questi notevoli miglioramenti sono stati proposti due importanti aggiornamenti della scala temporale degli eventi lunari, anticipata in Ji et al (2022) e spiegata più dettagliatamente in Guo et al (2024): 
  • il primo consiste in un “rinnovo” della cronologia iniziale della storia lunare
  • il secondo il raggruppamento delle varie unità temporali, anche quelle più recenti, in tre eoni

la cronostratigrafia lunare attuale con il tipo di avvenimenti principali





LA CRONOLOGIA DEGLI INIZI DELLA STORIA LUNARE (IL PRE-NECTARIANO). Fino ad oggi quanto avvenuto prima del Nectariano è stato definito pre-Nectariano e vede due fasi distinte ma che non erano state ancora divise formalmente, ben indicate dalla tabella qui sopra: 
  • una fase iniziale in cui la superficie del nostro satellite è completamente coperta da un oceano di magma (che è avvenuta anche sulla Terra
  • una seconda in cui, cristallizzatasi la superficie, si formano una trentina di crateri da impatto particolarmente evidenti (fino a quando c’era l’oceano di magma le tracce degli impatti venivano perse presto). 
Il limite fra le due fasi corrisponde all’impatto del corpo che ha provocato la formazione del del grande (anzi, direi enorme perché ha un diametro di 2.500 km!) cratere di Aitken – Polo sud, posto al polo sud lunare. È praticamente invisibile dalla Terra essendo quasi integralmente nella faccia nascosta (se ne vede solo delle alture corrispondenti a parte del suo bordo) ed è probabilmente la più antica struttura da impatto lunare riconosciuta (Hiesinger et al., 2012). 
La formazione del cratere Aiken – Polo Sud per diversi Autori, come ad esempio Orgel et al (2018) è avvenuta tra i 4,2 e i 4,3 miliardi di anni. Essendo il più grande cratere lunare da impatto, i suoi ejecta, diffusi in buona parte della superficie lunare, sono indicati come formazione di Das. Ma questo limite non aveva ancora un ruolo preciso e definito chiaramente nella cronostratigrafia lunare.
Secondo Guo et al (2024) invece la formazione di Das evidenzia un fatto epocale e cioè dopo la solidificazione della superficie dell’oceano di magma iniziale si tratta, al momento, dello strato più antico prodotto da processi non dovuti all’attività tettonica e magmatica della Luna stessa. Pertanto lo usano come marker stratigrafico per dividere il Pre-Nectriano in due periodi differenti, il Magma-oceaniano e il successivo Aitkeniano (dal nome, appunto del cratere Aitken – Polo Sud) (NB: chiaramente la deposizione della Formazione di Das costituisce un limite massimo dell'età in cui ha cessato di esistere l'oceano di magma).


IL NUOVO RAGGRUPPAMENTO DI TUTTE LE ETÀ DELLA CRONOSTRATIGRAFIA LUNARE. Dopo questa essenziale ridefinizione cronologica delle fasi iniziali della storia lunare, Guo et al (2024) hanno diviso la storia della Luna in tre eoni (sulla Luna Ere ed Eoni possono essere considerati sinonimi), ciascuno dei quali rappresenta fasi distinte dell’evoluzione lunare in base al livello di interazione fra processi endogeni ed esogeni. 
Questo nuovo schema mira a fornire una comprensione più integrata dell’evoluzione geologica della Luna, soprattutto alla luce dei progressi successivi al periodo delle missioni Apollo.

L'Eone Eolunare, datato da 4,52 a 4,31 miliardi di anni fa, segna il periodo della formazione dell'oceano di magma della Luna, della sua differenziazione e della solidificazione della crosta primaria. Questo eone, prevalentemente modellato da forze endogene, comprende il solo Magma-oceaniano e finisce con la deposizione della formazione di Das.

Il successivo Eone Paleolunare, che si estende da 4,31 a 3,16 miliardi di anni fa, ha visto un equilibrio tra processi endogeni, come le attività vulcaniche, e quelli esogeni, come eventi di impatto significativo. Rappresenta una fase in cui le forze interne ed esterne modellano in modo significativo la superficie lunare e comprende il nuovo periodo Aikteniano, il Nectariano e l’Imbriano.
Da notare che il Pre-Nectariano oltre che essere stato diviso in due periodi diversi, ricade in questa classificazione addirittura in due eoni diversi, l’Eolunare e il Paleolunare.

Il più recente, l'Eone Neolunare, che iniza 3,16 miliardi di anni fa e si estende fino ad oggi, è caratterizzato dalla predominanza di processi esogeni, con una sempre più marcata riduzione delle attività vulcaniche, mentre gli eventi di impatto hanno giocato il ruolo più significativo nell’alterare il paesaggio lunare.

L’introduzione di questo nuovo schema di scala temporale lunare, comprendente tre Eoni e sei Periodi, fornisce un quadro sistematico per descrivere la storia evolutiva della Luna e sottolinea l’importanza di comprendere sia i processi interni che quelli esterni nel modellare la geologia lunare. Questo approccio non solo migliora la nostra comprensione del passato della Luna, ma offre anche un modello per studiare l'evoluzione geologica di altri pianeti terrestri.
Ji et al (2022) hanno utilizzato questo schema nella mappa geologica globale lunare in scala 1:2,5.000.000, dimostrando la sua applicazione pratica negli studi lunari. 

BIBILIOGRAFIA

Guo et al (2024). A lunar time scale from the perspective of the Moon’s dynamic evolution Sci China Earth Vol.67 No.1 249 

Hiesinger et al (2012). New crater size-frequency distribution mea- surements of the South Pole-Aitken basin. In: 43rd Lunar and Planetary Science Conference. 43: 2863

Ji et al (2022) The 1:2,500,000-scale geologic map of the global Moon. Science Bulletin 67 (2022) 1544–1548

Jolliff et al (2000). Major lunar crustal terranes: Surface expressions and crust-mantle origins. J Geophys Res, 105: 4197–4216

Orgel et al (2018). Ancient bombardment of the inner solar system: Reinvestigation of the “fingerprints” of different impactor populations on the lunar surface. J Geophys Res-Planets, 123: 748–762

Wilhelms et al (1987). The Geologic History of the Moon. Washington DC: U.S. Government Printing Office


mercoledì 24 gennaio 2024

i corsi d'acqua di Firenze, a cielo aperto e tombati, da una cartografia della Regione Toscana


1. la carta che utilizza la cartografia regionale. Con la stella è indicato il punto della foto 3

Questa carta, che viene dalla cartografia tematica della Regione Toscana, fotografa la situazione dei corsi d’acqua nel comune di Firenze e nelle aree limitrofe. Come è noto, a Firenze non c’è solo l’Arno: ci sono anche diversi suoi affluenti, di cui almeno uno, il Mugnone, ha svolto un ruolo attivo nella fondazione della città quando, passando per l’attuale via Tornabuoni, era il fossato di cinta del castrum romano. Il Mugnone poi ha subìto anche diverse modifiche durante l’espansione verso ovest della città dal periodo medievale a quello rinascimentale, come si vede dall’immagine in fondo al post (la 4). 
Nella prima immagine vediamo in celeste i corsi d’acqua che scorrono a cielo aperto, mentre in rosso tratteggiato (e non, misteri di Qgis...) i corsi d’acqua tombati nel comune di Firenze. Ho detto appunto che "scorrono a cielo aperto", ma il loro percorso è stato modificato dall'attività antropica e questo vale per tutti, compreso l'Arno.

DESTRA IDROGRAFICA DELL'ARNO. L’operazione di questo tipo più nota (anzi, l’unica veramente conosciuta), è, in riva destra dell’Arno, il tombamento dell’Affrico, eseguito addirittura dopo l’alluvione del 1966 (boccaccia mia statte zitta….). 
La parola boccaccia mi fa venire in mente il Boccaccio, che cantò l’Affrico e il suo vicino Mensola nel “Ninfale Fiesolano”. L’Affrico ormai è in piena città mentre il Mensola, che sfocia un po' più a monte, ne è più lontano e quindi ha evitato il trattamento riservato al suo amante nel poemetto di Boccaccio, tranne nella parte finale prima della confluenza con l’Arno, urbanizzata. Questo tombamento, molto corto, è peraltro caratterizzato da una scarsissima portata (e l’impossibilità di migliorarla): tutto ciò ha portato alla realizzazione di una cassa di espansione con relativo parco pubblico. 

2. le "rapide" con le quali il Mugnone si getta in Arno
credit: Autorità di Bacino dell'app. Settentrionale
Tra l’Affrico e il Mugnone c’era il fosso di San Gervasio (e che forse proseguiva nel fosso di Scherraggio, quello che scorrendo per le attuali vie del Proconsolo, dei Leoni e dei Castellani fungeva da fossato orientale di Florentia). C’era, perché non ve ne è traccia nella cartografia. Per qualcuno oggi finisce - deviato - nel Mugnone alle Cure, ma ammetto di non saperne niente.
Quanto al Mugnone, ha rischiato il tombamento negli anni ‘80 quando qualcuno voleva costruirci sopra una strada. Il torrente, assieme al Terzolle, ha provocato una alluvione abbastanza devastante nel 1992: non oso pensare cosa sarebbe successo se il suo alveo fosse stato coperto dalla strada. 
Una caratteristica importante di questo torrente è che scorre nella piana ad un livello particolarmente alto e infatti sfocia nell'Arno con una cascata (foto 2). Addirittura il quartiere di San Iacopino in riva sinistra è posto mediamente 5 metri circa sotto al quartiere di via Circondaria, in riva destra. Eppure nel 1992 si allagò la parte più alta in riva destra, perchè il torrente uscì dagli argini in riva destra a monte del ponte della ferrovia e l'alveo nel tratto di San Jacopino riuscì a riprendere tutta l'acqua, insieme a quella del Terzolle, salvando non solo quel quartiere, ma anche Novoli.
Manca all’appello (o meglio, alla visibilità) il percorso urbano del fosso dell’Arcovata, che una volta si immetteva nel Mugnone immediatamente a monte della confluenza con il Terzolle, scorrendo quasi perpendicolarmente ad esso. Invece questa carta evidenzia come l’Arcovata sfoci nel Terzolle a monte di Ponte all’Asse, dopo una deviazione non proprio naturale (con una simpatica annotazione di toponomastica urbana notiamo che non passa più dalla zona di … via dell’Arcovata!!). Sono inoltre tombati nel tratto che passa per l’area urbanizzata anche gli affluenti in riva sinistra del Terzolle provenienti dalle alture tra il Poggetto e Careggi.
Il Terzolle non è tombato. Ma ha diversi ostacoli di cui parlerò in un prossimo post.

3. i resti dell'alveo del fosso di Gamberaia e il ponticino di via dei Bastioni
all'incrocio con il viale Michelangiolo
SINISTRA IDROGRAFICA DELL'ARNO. In riva sinistra con i colli vicinissimi al fiume, di fossi ce ne sono pochi. Nella parte che scende dalle alture sono liberi, ma giungono tutti al fiume tombati. Interessante il fosso di Gamberaia, che scende nella valle da cui partono i viali dei colli, di cui è rimasto ancora all’aperto il tracciato da piazza Ferrucci lungo la prima parte del viale Michelangiolo. Addirittura all’incrocio fra il viale e via dei Bastioni c’è ancora ben visibile il ponticello che lo attraversava. 
Poco più a valle è coperto nel tratto urbanizzato dell’antico quartiere di San Niccolò il fosso di Carraia che scende dall’Erta Canina (strada spettacolare che consiglio di fare, ma in discesa, sia per godere di un panorama unico sia perché salendo è davvero una erta ... “canina”).
Come per il fosso di San Gervasio in riva destra, stupisce l’assenza di un rio che scende dal Poggio Imperiale e di un’altro che doveva unirsi ad esso provenendo dal colle di Bellosguardo e che entrava nel piano nella zona di piazza Tasso. Ho idea che siccome piazza Tasso si chiamava in precedenza piazza Gusciana, nome ora di una piccola via adibita a parcheggio lungo le mura, quel nome fosse appunto appannaggio del rio che scendeva da Bellosguardo.

Un altro torrente che scorre all'aria aperta interessa la parte meridionale del comune di Firenze, contrassegnando per un lungo tratto il confine con il comune di Bagno a Ripoli. È l’Ema, che si getta nella Greve al Galluzzo (vicino alla Certosa). A parte un breve tratto nel comune di Scandicci, il percorso finale della Greve, tutto all'aria aperta, prima della confluenza in Arno passa per il territorio comunale di Firenze (in particolare a Ponte a Greve), lambendo subito prima della foce la frazione di Mantignano. Il torrente scorre incassato in una valle a monte del tratto scandiccese, mentre quando sbuca nella piana è circondato da importanti argini anche se a differenza del Mugnone il suo corso è ad un livello più basso rispetto alla piana e sfocia in Arno allo stesso livello.

4. le deviazioni del Mugnone dal 1000 ad oggi
SPARITO IL RETICOLO DELLE BONIFICHE. Subito oltre il confine comunale, nei territori di Sesto Fiorentino, Campi Bisenzio e Signa, si nota nella piana la presenza, fuori dal comune di Firenze, del reticolo delle bonifiche, che invece dall’aeroporto verso la città scompare, mangiato dall’espansione dell’abitato nel dopoguerra. Questo succede non solo in riva destra, ma anche in riva sinistra. In riva destra infatti sopravvivono solo i corsi d’acqua maggiori, mentre in riva sinistra il reticolo regionale non evidenzia nessuna asta fluviale tra il fosso di Gamberaia, quindi a monte del centro storico, fino alla Greve, praticamente ai limiti comunali.

IL PERICOLO DI ALLUVIONI A FIRENZE. È quindi evidente che se tutto il vecchio reticolo delle bonifiche è scomparso, tutte le piogge vengono smaltite dal sistema fognario. Un evento particolarmente impressionante di una estate di una decina di anni fa, con una pioggia molto intensa durata diverse ore non ha sortito grossi effetti, segno quindi che tutto sommato il sistema di scolmatura delle piogge funziona (se viene manutentato...). 
Ho parlato in passato delle casse di espansione in realizzazione (o purtroppo ancora in progetto) a monte di Firenze. Diciamo che con il nuovo regime climatico però più che le grandi alluvioni a seguito di piogge intense e prolungate che coprono quasi interamente i maggiori bacini idrografici come quello dell’Arno, oggi la preoccupazione riguarda le violente piogge in bacini di ridotte dimensioni. Il problema quindi diventa del reticolo minore. Oltre al Mensola anche per l’Ema è stata realizzata una cassa di espansione, ma anche lì, specialmente nel comune di Bagno a Ripoli, piccoli rii tombati hanno provocato grossi guai pochi anni fa; quanto al Mugnone è stato oggetto di un intervento per la mitigazione del rischio idraulico come lavori propedeutici per la nuova stazione AV. 
Rimane da sistemare il Terzolle, anche per colpa di qualche improvvida costruzione che lo interessa. Ma questa è un’altra storia.

lunedì 22 gennaio 2024

il terremoto M 7.0 del 22 gennaio 2024: il Tian Shan, un orogene paleozoico riattivato nel Terziario per la collisione fra India ed Eurasia


Il terremoto M 7.0 del 22 gennaio 2024 nel Tian Shan al confine fra Cina e Kirghizistan i è verificato a causa di una faglia inversa con componente trascorrente e non è un evento casuale: entro 250 km di distanza si è verificato un evento M 7.1 nel marzo del 1978, mentre nel gennaio 1911 il terremoto di Kemin di magnitudo 8.0, vicino al confine tra Kirghizistan e Kazakistan ha ha causato ingenti danni e provocato qualche centinaio di vittime. La regione epicentrale è caratterizzata da numerose faglie inverse con andamento est-nordest, faglie trascorrenti sinistre e bacini intermontani.

i terremoti intorno alla Cina da Wang e Shen 2020. La stella indica il terremoto del 22 gennaio 2024

Ma perché questi terremoti in un’area ad oltre 2.000 km dal limite di placca più vicino (l’Himalaya)? Perché l’Asia Centrale, pur apparendo enorme e solida, è invece il risultato di una aggregazione paleozoica (e quindi tettonicamente recente) di un gran numero di frammenti continentali e archi magmatici (il CAOB, il grande orogene dell’Asia centrale, ne ho parlato qui). Di conseguenza la collisione dell’India con l’Eurasia ha destabilizzato la situazione, rimettendo in movimento fra loro i vari frammenti. 
L’orogenesi che ha prodotto il Tian Shan è appunto avvenuta nel quadro della formazione del CAOB nel Paleozoico superiore, a causa della collisione fra il continente del Kazakhstan (Khazania) e il blocco del Tarim. Quest’ultimo è in genere noto come un blocco continentale, ma gli studi recenti ne suggeriscono un’origine diversa, un blocco oceanico rimasto integro nello scontro fra due continenti (Morgan e Vannucchi, 2022)
Dal Terziario inferiore, e cioè da quando l’India ha iniziato ad incunearsi dentro l’Asia, il Tian Shan fornisce un esempio classico di orogene intracontinentale, situato a circa 2000 km a nord della zona di collisione indo-eurasiatica. L’importante sforzo tettonico che l’India esercita su blocchi dalle caratteristiche reologiche differenti provoca deformazioni differenziate, da cui seguono terremoti che si generano lungo le faglie preesistenti ereditate dalla collisione fra Kazhakia e Tarim. 
Le misure GPS di Zubovich et al (2011) evidenziano come l’orogene paleozoico assorba ancora una deformazione piuttosto importante, perché a sud di esso la spinta dell’India produce uno spostamento verso nord rispetto all’Eurasia, mentre a nord dell’orogene i movimenti sono praticamente nulli. Pare incredibile ma alla longitudine del Kirghizistan, il bacino del Tarim converge con l'Eurasia a 20 ± 2 mm/anno, quasi due terzi del tasso di convergenza totale tra India ed Eurasia a questa longitudine!!

velocità GPS nel Tian Shan e nelle aree adiacenti da Zubovich et al (2010)


BIBLIOGRAFIA

Morgan e Vannucchi (2022)
. Transmogrification of ocean into continent: implications for continental evolution. PNAS 119/15 e2122694119

Wang & Shen (2020). Present‐day crustal deformation of continental China derived from GPS and its tectonic implications. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 125, e2019JB018774.

Zubovich et al (2010). GPS velocity field for the Tien Shan and surrounding regions. Tectonics 29, TC6014

giovedì 18 gennaio 2024

come le fratture nel livello impermeabile sovrastante il sistema idrotermale e i terremoti governano i movimenti verticali del terreno ai Campi Flegrei

l'ultima interpretazione della struttura dei Campi Flegrei
da Akande et al (2019)

La storia della caldera dei Campi Flegrei non sarebbe la stessa senza quei due livelli impermeabili che impediscono (o, meglio, limitano molto) lo sfogo dei gas provenienti dalla camera magmatica posta a 7 – 9 km di profondità: in particolare il livello impermeabile più basso, blocca i fluidi nel sistema idrotermale posto da 3 km di profondità in giù. Mi aveva sempre incuriosito il rapporto fra i terremoti più forti del 1984 e la fine del sollevamento: adesso un interessantissimo lavoro appena uscito fornisce un elegante modello che evidenzia il ruolo-chiave ricoperto dalle fratture presenti in questo livello nel determinare la pressurizzazione e la depressurizzazione del sistema idrotermale e, a cascata, nel guidare i movimenti del suolo e l’attività sismica, mettendoli in relazione fra loro.

DAL 1950, DIVERSI EPISODI DI SOLLEVAMENTO. Dall'epoca pre-romana la caldera dei Campi Flegrei è stata tendenzialmente interessata da una lenta subsidenza di circa 1–2 cm/anno, che viene saltuariamente interrotta da episodi di sollevamento del suolo, accompagnati da diffusi fenomeni sismici di origine vulcano-tettonica (Petrosino et al, 2008), come è successo prima dell’eruzione del Monte Nuovo nel XVI secolo e a partire dal 1950, da quando quattro episodi di sollevamento hanno interrotto la subsidenza secolare. I primi tre paragonabili in durata, hanno causato un sollevamento di 74 cm nel 1950–52, 159 cm nel 1970–72 e 178 cm nel 1982–84. Nel 1970–1972 è stata osservata una scarsa attività sismica, mentre sono stati rilevati circa 16.000 terremoti nel 1982-84. Il rapido sollevamento iniziato nel giugno-luglio 1982 cominciò a diminuire dopo lo sciame sismico del 1° aprile 1984. Dopo il 1984 ci sono stati vent'anni di sismicità occasionale e un abbassamento di 93 cm, ad un tasso medio 2,6 volte più veloce della subsidenza secolare. 
Il sollevamento, accompagnato da una debole sismicità, è ricominciato nel 2005, ad una velocità molto più bassa che nelle fasi precedenti, ma il perdurare del fenomeno ha consentito nell'aprile 2022 l’annullamento totale della subsidenza post-1985. La sismicità persistente è tornata nel 2012-2014, in corrispondenza di un deciso aumento del tasso medio di sollevamento. Dall’inizio del 2024 se ne nota una interruzione, ma è ancora troppo presto per dire se questa sia la fine della salita o no, speriamo lo sia).


IL RAPPORTO FRA DEFORMAZIONI DEL SUOLO E PRESSIONE NEL SISTEMA IDROTERMALE. Sismicità e movimenti del suolo nella caldera flegrea sono guidati da cambiamenti nel sistema vulcanico-magmatico, piuttosto che dallo stress regionale esterno (Rivalta et al., 2019) e le variazioni nella deformazione e nella sua velocità, nella sismicità e nei parametri geochimici sono coerente con un’unica sequenza a lungo termine di estensione della crosta al di sopra della falda geotermica (Kilburn et al. 2023). I fluidi che tendono a risalire dalla crosta terrestre costituiscono un sistema idrotermale che è bloccato da due orizzonti a bassa permeabilità:
  • il più profondo si trova a 3-4 km di profondità e coincide con una zona in cui cambia la reazione allo stress da parte delle rocce, che al di sotto è asismica, mentre al di sopra un eccessivo aumento dello stress provoca delle rotture (i terremoti).
  • l'orizzonte più superficiale a bassa permeabilità, a circa 1,5 km di profondità separa la circolazione dei fluidi vicini alla superficie da quelli provenienti dal basso che sono riusciti a superare il “blocco” dell’orizzonte più profondo, passando per le sue fratture.
I fluidi possono essere in parte magma (come nel 1984) o - soprattutto – gas magmatici (essenzialmente da CO2), entrambi provenienti da una camera magmatica posta a circa 7-9 km di profondità. 
Gli episodi di sismicità e sollevamento sono stati causati dall’aumento di pressione nei fluidi del sistema idrotermale, per due motivi: 
  1. le fratture sopra il sistema idrotermale si chiudono, oppure 
  2. aumenta la quantità di fluido proveniente dal basso
Un aumento della pressione provoca un inarcamento delle rocce soprastanti, che sua volta provoca terremoti che (ri)aprono delle fratture, lungo le quali i gas del sistema idrotermale riescono a risalire: in questo modo la pressione nel sistema diminuisce e il suolo tende di nuovo a scendere dopo una fase di risalita. Insomma, la subsidenza normale della caldera viene interrotta e il suolo si solleva quando l’afflusso di fluidi dal basso non è compensato dalla loro fuoriuscita nelle fratture nel livello impermeabile sovrastante. Quindi le aperture e le chiusure delle fratture in questo orizzonte modulano il movimento del suolo e la sismicità controllando il flusso di fluidi magmatici dal basso del sistema geotermico (Fig. 10). È probabile che ci siano cicli di apertura e chiusura di queste fratture, perché sono superfici di debolezza e quindi più facili a rompersi; ma una volta aperte i fluidi in transito depositano sulle loro pareti delle concrezioni e quindi le fratture tendono a richiudersi.
I risultati di uno studio appena uscito (Danesi et al, 2024) dimostrano che il comportamento della caldera dal 1982 è coerente con un’unica risposta a lungo termine alla pressurizzazione del sistema idrotermale nel 1982-84: prima la sismicità ha fratturato l’orizzonte impermeabile sotto il sistema geotermico; in seguito le fessure si sono richiuse, diminuendo il flusso di gas magmatico e provocando la nuova fase di sollevamento a partire dal 2005. 

il rapporto fra terremoti, (ri)apertura e (ri)chiusura di fratture e movimento del terreno
da Danese et al (2024)

I TERREMOTI DELLA FASE ATTUALE. Fra i tanti processi che possono innescare la sismicità vulcano – tettonica il più realistico è dunque rappresentato dalle variazioni di pressione nei fluidi a una profondità di ca. 3-4 km, e ai riflessi di queste variazioni sulla loro circolazione. Gli eventi sismici si verificano a una profondità inferiore a 3 km, sopra il sistema idrotermale. Danesi et al (2024) riconoscono tre cluster di sismicità spazialmente distinti:
  1. un primo allineamento obliquo che si approfondisce da 2 km sotto Solfatara a 3 km 1,5 km a NE
  2. un secondo gruppo sub-orizzontale a una profondità di 1,0–1,5 km tra Solfatara e Pozzuoli. 
  3. un terzo gruppo di eventi che ha iniziato a verificarsi dal 2018 nella stezza zona del primo, ma  a profondità inferiori a 1 km 
Gli ipocentri quindi si trovano al di sopra del sistema idrotermale, in una zona a deformazione “fragile” (cioè dove la deformazione, quando diventa eccessiva avviene per rottura).

la modifica del tasso di sollevamento e il movimento del terreno
tra il 1982 e il 1987 (Berrino, 1994).
I CAMBIAMENTI STRUTTURALI NELLA CROSTA DAL 1982-84 E I TERREMOTI FLEGREI. Il grafico qui accanto evidenzia gli spostamenti del terreno tra 1982 e 1987. Si nota il brisco cambiamento del movimento avvenuto dopo i tereemoti più forti dellas equenza, nell'aprile 1984, La base della zona sismogenica corrisponde al livello impermeabile che in mancanza di fratture non può essere attraversato dai fluidi. Insomma, questo livello sigilla il sistema idrotermale, del quale i gas, accumulandosi, aumentano la pressione.
Abbiamo visto che quando la pressione nel sistema idrotermale raggiunge un certo valore, è quindi in grado di deformare e inarcare le rocce soprastanti, fino a quando non ce la fanno più a deformarsi e si rompono. Secondo Danese et al (2024) prima dello sciame sismico del 1 aprile 1984 il tasso di sollevamento era aumentato, accompagnato dalla sismicità nella massa sovrastante il sistema idrotermale; dopo i terremoti la velocità di sollevamento ha cominciato a diminuire e il numero di terremoti di magnitudo Md ≥ 3 è aumentato verso la Solfatara, dove è nel frattempo aumentata la percentuale di CO2 delle emissioni gassose (Chiodini et al., 2012). Per gli autori, quindi, il sollevamento si è interrotto dopo i terremoti perché la fratturazione ad essi associata ha consentito ai fluidi del sistema idrotermale a fuoriuscire nella crosta sovrastante (Fig. 3S), diminuendone di conseguenza la pressione e provocando l’inversione del movimento del suolo, con la forte subsidenza negli anni tra 1984 e 2004.

2005: RIPRENDE IL SOLLEVAMENTO. Nel primo periodo della nuova fase di sollevamento che dal 2005 si protrae fino ad oggi la sismicità è stata bassa. Danesi et al (2024) suggeriscono che la sua ripresa sia dovuta alla chiusura delle fratture apertesi nel 1984 mentre l’afflusso di gas dal profondo continua, provocando un nuovo aumento della pressione nel sistema idrotermale. Oggi l'accumulo di gas magmatico incapace di fuoriuscire è concentrato sotto la Solfatara, dove anche la tomografia sismica (una specie di TAC della crosta terrestre fatta con le onde sismiche) suggerisce una pressione molto alta. 

SCENARI FUTURI. Anche senza la sfera di cristallo, possiamo provare a capire cosa potrà succedere in futuro. Oltre ai tassi crescenti di sismicità di bassa magnitudo, solo dal 2019 e quindi a 14 anni dall’inizio della nuova fase di sollevamento si sono verificati dei terremoti con Magnitudo Md pari o superiore a 3, tutti a profondità comprese tra 2 e 3,5 km e con epicentri a circa 2,0–2,5 km di distanza dal centro di sollevamento. Questi terremoti hanno dimostrato come da quel momento sia stato nuovamente superato il livello critico di stress all’interno della copertura impermeabile del sistema idrotermale. 
Il futuro dipende da dove si verificheranno le rotture e quanto queste rotture cambieranno il valore del flusso di gas dal sistema idrotermale e quindi come si comporterà la pressione al suo interno. Ipotizzando un modello di rottura simile a quello del 1984, dal MIO punto di vista gli scenari dopo i forti terremoti dell’autunno 2023 inducono un cauto ottimismo e vanno da un rallentamento del sollevamento, fino ad un riposo o ad una nuova subsidenza. Questo a meno che le fratture si richiudano, nel qual caso il sollevamento ricomincerebbe, almeno fino a quando i fluidi continueranno ad entrare nel sistema idrotermale. (SIA CHIARO: SI TRATTA DI UN MIO PUNTO DI VISTA E NON DI UNA PREDIZIONE! ma mai come ora spero di aver avuto ragione..)
Su questo si innesca poi il problema della possibilità del verificarsi di eruzioni freatiche nelle vicinanze della Solfatara e di Pisciarelli (ne ho parlato qui). Tuttavia, l’emergere di sismicità nella copertura del sistema idrotermale lontano dalla Solfatara aumenta la possibilità di un maggiore rilascio di gas da parti della caldera, auspicabilmente diminuendo la possibilità di eruzioni freatiche.

Da ultimo si deve notare che un presupposto implicito negli scenari di Danese et al (2023) è che non sia cambiato in modo significativo il valore del rilascio di gas dal sistema magmatico posto a 7-9 km sotto la superficie. Uno scenario alternativo sarebbe la pressurizzazione del sistema idrotermale a causa di afflusso di nuovo magma proveniente da profondità superiori a 9 km,
In questo caso, il cambiamento nel flusso di gas può riflettere l’avvicinamento a condizioni adatte per una rinnovata risalita del magma e un’intrusione superficiale ed un episodio di rapido sollevamento, come nel 1982-84 o, se il magma raggiunge la nuova rottura, un’eruzione vera e propria.
Su questa possibilità sono però piuttosto scettico, perché non è stata osservata una sismicità profonda riferibile ad una risalita di magma da livelli crustali inferiori.


BIBLIOGRAFIA

questo post è sostanzialmente basato su:
Danesi et al (2024) Evolution in unrest processes at Campi Flegrei caldera as inferred from local seismicity Earth Planet. Sci. Lett. 626 (2024) 118530

ALTRI ARTICOLI CITATI

Berrino, 1994 Gravity changes induced by height-mass variations at the Campi
Flegrei caldera. J. Volcanol. Geoth. Res. 61, 293–309

Chiodini et al (2012) Early signals of new volcanic unrest at Campi Flegrei caldera? Insights from geochemical data and physical simulations. Geology 40, 943–946

De Martino et al (2021) The ground deformation history of the Neapolitan Volcanic Area (Campi Flegrei Caldera, Somma–Vesuvius Volcano, and Ischia Island) from 20 years of continuous GPS observations (2000–2019). Remote Sens.-Basel 13, 2725.

Kilburn et al. (2023) Potential for rupture before eruption at Campi Flegrei caldera, Southern Italy. Commun. Earth Environ. 4, 190.

Petrosino et al (2008). Recalibration of the Magnitude Scales at Campi Flegrei, Italy, on the basis of measured path and site and transfer functions recalibration of the magnitude scales at Campi Flegrei, Italy. B Seismol. Soc. Am. 98, 1964–1974

Rivalta et al (2019) Stress inversions to forecast magma pathways and eruptive vent location. Sci. Adv. 5, eaau9784

sabato 13 gennaio 2024

situazione vulcani in Islanda: possibile nuova eruzione nella penisola di Reykijanes e una allerta "minore" al Grímsvötn


Nella penisola di Reykjianes, dove dopo 7 secoli di calma è ricominciata da qualche anno una attività vulcanica che, se succede come in altri episodi analoghi, durerà parecchi anni, come osservai già due anni fa (e per adesso siamo a 4 iniezioni dal 2020), da quel momento ci sono state già  In molti nella prima metà del dicembre 2023 seguivano la situazione, quando il giorno 18, dopo una serie di terremoti e di deformazioni del terreno che hanno danneggiato anche la cittadina di Grindavik, evacuata dai suoi abitanti, è iniziata una eruzione lineare, durata fino al 21 e accompagnata da una momentanea stasi nella sismicità. L’eruzione è durata pochi giorni e l’impressione era che la montagna avesse partorito il topolino. Ma in realtà nel silenzio dei media, almeno a casa nostra, deformazioni e accumulo di magma stanno continuando. Inoltre ci sono possibilità che si risvegli anche il Grímsvötn, e questo sarebbe più preoccupante: non perché è uno dei vulcani più attivi dell’isola, ma perché è uno di quei vulcani ricoperti da ghiacciai e una eruzione potrebbe provocare una interruzione del traffico aereo intercontinentale come è successo nel 2011 con l’eruzione dell’Eyjafjallajökull.

ATTIVITÀ SISMICA E ACCUMULO DI MAGMA CONTINUANO VICINO A GRINDAVIK. Dalla fine di dicembre l’attività sismica rimane relativamente bassa, concentrata principalmente tra Hagafell e Stóra Skógfell, dove si trova il centro dell’intrusione.
Il trend di sollevamento del terreno nell'area di Svartsengi è relativamente stabile dall'eruzione del 18 dicembre. Calcoli basati su modelli basati su misurazioni della deformazione (dati GPS a terra e InSAR satellitari) indicano che la quantità di magma accumulata nel serbatoio sotto Svartsengi ha raggiunto un livello paragonabile al volume che ha portato alla formazione del condotto magmatico e alla successiva eruzione del 18 dicembre scorso. Ciò suggerisce una probabilità di un’eruzione abbastanza elevata.
L'immagine mostra i dati della componente verticale della stazione GPS SENG a Svartsengi: il tasso di sollevamento continua ad essere di circa 5 mm al giorno, che rispetto al 9 dicembre si trova circa 5 cm più alto rispetto a prima del 18 dicembre dell'anno scorso.
Quindi il 12 gennaio l'Ufficio meteorologico islandese ha aggiornato la mappa di valutazione del pericolo per la regione di Grindavík – Svartsengi, valida fino a martedì 16 gennaio 2024, soggetta comunque a possibili variazioni, dove si evidenzia la pericolosità di una eruzione che si potrebbe verificare con poco preavviso; non è comunque escluso che ci possa essere pericolo anche oltre i confini delle aree valutate.
In termini di codifica a colori, la valutazione complessiva delle sei zone rimane invariata rispetto alla mappa precedente. Tuttavia, si registra un aumento della pericolosità associata alle fessure all'interno di Grindavík (zona 4).

mappa aggiornata a venerdì 12 dicembre della pericolosità da eruzione nei dintorni di Grindavik


i colori dei vulcani secondo il codice dell'aviazione
aggiornamento 13 gennaio ore 09.00 GMT
GRÍMSVÖTN. Il Grímsvötn si trova nella parte meridionale della fascia vulcanica che contraddistingue nell’Islanda occidentale il limite divergente fra Nordamerica ed Eurasia, dove troviamo alcuni dei vulcani più importanti dell’isola, come Katla, Askjia, Katla e due protagonisti di eruzioni recenti come Bardarbunga ed Eyjafjallajökull. Questi vulcani, diversamente da quelli della penisola di Reykjianes si trovano sotto dei ghiacciai. Ce ne accorgemmo tutti del problema durante l’eruzione dell’Eyjafjallajökull che bloccò il traffico areo per le polveri mischiate al ghiaccio evaporato. Nel 2014 andò bene perché anziché dal cono sotto al ghiacciaio, il magma del Bardarbunga si incuneò in una frattura e sgorgò in superficie al di fuori dell’area ghiacciata (ho scritto diversi post su quella eruzione, per esempio qui).
Il Bardarbunga ha in questi anni una certa attività sismica e un leggero sollevamento, ma proprio in questi giorni è tornato alla ribalta il suo vicino Grímsvötn. Si tratta di uno dei vulcani più attivi dell’Islanda (referenza già “di lusso” di suo), ma soprattutto è l’apparato che ha generato la grande eruzione del Laki del 1783, e questa seconda è una altra referenza non da poco.
Giovedì 11 gennaio il servizio meteorologico islandese ha dichiarato che lo sta monitorando da vicino perché si sono verificati quasi contemporaneamente un terremoto di magnitudo 4.3 e uno jokulhlaup proveniente dal Vatnajökull, il ghiaccaio sotto il quale si trovano il Bardarbunga e anche, appunto, appunto il Grímsvötn. Uno jokulhlaup è una inondazione dovuta ad un improvviso scioglimento di una parte di un ghiacciaio dovuta ad una eruzione o ad un afflusso anomalo di fluidi caldi dal vulcano sottostante. 
Il Grímsvötn si trova ora in un periodo di maggiore attività, che in genere dura tra i 60 e gli 80 anni. L'ultima eruzione è avvenuta nel 2011, ha avuto effetti minori di quella dell’ Eyjafjallajökull dell’anno precedente ma le emissioni di polveri miste al ghiaccio del Vatnajökull hanno costretto a cancellare circa 900 voli.
A questo punto le autorità hanno alzato il livello di allerta per il Grímsvötn a "giallo", che in questo caso significa “il vulcano sta riscontrando segni di attività maggiori del suo livello di fondo conosciuto”, avvisando quindi l’aviazione mondiale della possibilità di una eruzione e, nel caso specifico, della possibile presenza di ceneri in quota. 
Ora, come una rondine non fa primavera, uno jokulhlaup non fa una eruzione (e non è stato poi un evento di grandissime dimensioni), ma la coincidenza fra il periodo di attività sismica maggiore del normale sotto il vulcano, il forte terremoto e lo jokulhlaup è un sintomo del fatto che una eruzione possa accadere davvero.