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

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

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