La formazione di caldere nei vulcani con lave basaltiche

la caldera del Kilauea (Hawaii). il "vulcano basaltico" per definizione
con una eruzione all'interno 

Dall’emissione esplosiva di cenere e altri materiali più grossolani o riversando fiumi di lava a valle, i vulcani possono eruttare in molti modi, Se la fuoriuscita di magma precedentemente immagazzinato nella camera magmatica è sufficientemente elevata, il terreno sovrastante al serbatoio del vulcano può collassare. La struttura risultante, nota come caldera, può essere larga chilometri e profonda centinaia di metri.

Sono comprensibilmente famose le enormi eruzioni che hanno formato caldere in vulcani con magmi ad alto tenore di silice come Yellowstone o Toba. Tuttavia anche i vulcani con magmi a basso tenore di silice, a composizione basaltica e quindi più fluidi e più caldi, che come è noto mostrano in genere una minore propensione ad eruzioni esplosive, sono in grado di produrre eruzioni che possono evolvere nella formazione di una caldera. Anzi, quello di produrre cicli di formazione o collasso di una caldera è un comportamento molto diffuso fra i vulcani basaltici e la storia di molti di essi è costellata da più cicli di questo tipo, sia a livello di una singola eruzione, sia a lungo termine, con durata di decenni o secoli, indipendentemente dalla produzione di eruzioni “minori”.  Da ultimo occorre notare come anche le eruzioni che formano caldere nei vulcani basaltici possono innescare gravi problemi ambientali in un loro intorno significativo, a dimensione regionale.

La percezione secondo la quale un vulcano basaltico significa solo tranquille emissioni di lava con limitate emissioni di ceneri e lapilli gode di ampia popolarità ma non è vera, e questo vale specialmente quando le eruzioni coinvolgono la formazione di una caldera. Tutti i collassi storici di caldere basaltiche si sono verificati in modo incrementale nel corso di giorni o mesi attraverso una serie simile di crolli improvvisi e semiperiodici del fondo della caldera. A causa della gradualità del processo, molto maggiore rispetto a quelle dei vulcani con magmi a maggior tenore di silice queste eruzioni possono essere studiate più da vicino e più dettagliatamente.

l'eruzione del Bardarbunga nel 2014: il magma si è fatto strada
nella crosta lungo una frattura, arrivando in superficie a 40 km dal vulcano 

I RISCHI PORTATI DALLE ERUZIONI CALDERICHE IN VULCANI BASALTICI. Ovviamente anche nei vulcani basaltici la formazione di una caldera rischia di diventare un problema perché si tratta di eventi tutt’altro che “tranquilli”, visto che possono interessare aree a decine di chilometri di distanza con effetti devastanti sulle comunità locali:

a) si possono produrre terremoti di Magnitudo fino a 6, associati a quantità di energia relativamente elevate in periodi prolungati, generando delle deformazioni in tutta l’area limitrofa al vulcano

b) le esplosioni sono ricche di cenere e lapilli, spesso in grado di generare pennacchi di cenere alti diversi chilometri

c) le emissioni di gas sono ricche in special modo di CO2 e SO2

d) normalmente la formazione di una caldera in un vulcano basaltico è preceduta da un fenomeno molto caratteristico: il magma si propaga anche molto lontano lungo direttrici contrassegnate da fratture preesistenti e può scaricare lava a centinaia di metri cubi al secondo per settimane a distanza di decine di km dal vulcano.

il Piton de la Fournaise nell'isola di Reunion, con le sue numerose caldere

RECENTI ERUZIONI CON COINVOLGIMENTO DELLA CALDERA IN VULCANI BASALTICI. A dimostrazione della frequenza con la quale i vulcani con magmi basaltici possono formare caldere, dalla fine degli anni '60 se ne sono verificati ben sei: Fernandina (Isole Galápagos, 1968), Tolbachik (Kamchatka, 1975), Miyakejima (Arco di Izu – Bonin, 2000), Piton de la Fournaise (Réunion, 2007), Bárðarbunga (Islanda, 2014-2015) e Kīlauea (Hawaii, 2018).

I sistemi magmatici e tettonici possono essere strettamente interconnessi su un'enorme gamma di scale spaziali e temporali e in modi che possono dare origine a pericoli complessi e difficili da prevedere. Ad esempio,

• Tolbachik (1975): l’eruzione laterale ha provocato un abbassamento di 400 metri della sommità del vulcano (Fedotov et al, 2015)
• Kīlauea (2018): l'iniezione di magma nella zona di rift orientale del vulcano ha innescato un terremoto di magnitudo 6,9 alla base del vulcano che ha ridotto lo stress compressivo sulla zona di rift, facilitando a sua volta un aumento del flusso sotterraneo di magma (Neal et al, 2019)
• Piton de la Fournaise (2007): il collasso è stato associato a uno spostamento su scala metrica del fianco orientale del vulcano (Froger et al, 2015) 
• Miyakejima (2000): gli abitanti furono evacuati nel settembre 2000 e potettero far ritorno stabilmente nell'isola solo nel febbraio 2005
• Bárðarbunga (2014): il dicco che ha innescato il collasso si è propagato su una distanza di 45 chilometri a una velocità e lungo una direzione influenzate dalla topografia e dagli stress tettonici. Questo processo è stato studiato in tempo reale prima che il magma arrivasse in superficie (ne ho parlato qui). Essendo il vulcano nascosto sotto la spessa coltre del ghiacciaio del Vatnajokull, il fenomeno è stato monitorato solo attraverso i dati della sismicità. In molti casi queste intrusioni, come nel 2014, sono arrivate in superficie, alimentando eruzioni fessurali e colate laviche a lunga distanza (Glastonbury-Southern et al, 2022)

Di fatto a parte quella del Kilauea queste eruzioni si sono verificate in aree sostanzialmente poco popolate, e quindi i dati a disposizione non sono tanti (per il Bardarbunga i dati ci sono, ma appunto il fatto che il vulcano si trovi sotto il ghiacciaio ha impedito molte osservazioni). Le ampie osservazioni derivanti dal monitoraggio in tempo reale del Kīlauea del 2018 hanno contribuito a rivelare nuovi aspetti della struttura e del comportamento del vulcano. Questa eruzione ha distrutto centinaia di case in uno dei disastri vulcanici più costosi nella storia degli Stati Uniti.

Sempre parlando di effetti sulle popolazioni, i non troppo numerosi abitanti dell'isola giapponese di Miyakejima hanno atteso diversi anni per rientrare a casa.

E se una eruzione come quella del Bardarbunga del 2015, nella quale oltre 1 km cubo di lava è stata essa in posto a decine di km dal vulcano fosse avvenuta in un’area popolata sarebbe stata un problema di non trascurabile importanza (ne ho parlato diverse volte, per esempio qui).

la formazione di un dicco laterale prima della formazione di una caldera
in un vulcano basaltico (Anderson et al, 2025)

COME SI SONO FORMATE LE CALDERE? Durante le eruzioni che provocano la formazione di una caldera:

• vengono emessi importanti volumi di lave 
• spesso nell’evoluzione del processo la composizione dei magmi può cambiare, dimostrando come in situazioni del genere nuovo magma proveniente da serbatoi più profondi possa mescolarsi con il magma precedentemente immagazzinato nella camera magmatica. 

In tutti e sei gli ultimi casi, i collassi sono stati inoltre preceduti dall'intrusione laterale di magma nella crosta circostante, che si sono propagate fino a decine di chilometri. È proprio questo processo che drena il magma dalla camera magmatica e innesca i collassi.

Questi punti in comune suggeriscono processi simili. Il modello concettuale generale del ciclo a breve termine di collasso / riempimento è emerso dopo l’eruzione di Fernandina del 1968 (Simkin e Howard, 1970) ed è stato successivamente perfezionato e quantificato utilizzando le osservazioni degli eventi successivi e prevede questa sequenza di massima (Gudmunsson, 2008):

le fratture che guidano il "pistone" che scende o sale in base
alla pressione del magma nella camera magmatica (Gudmunsson, 2008)

1. la fuoriuscita del magma svuota parzialmente la camera magmatica, riducendo il supporto per la crosta sovrastante

2. di conseguenza, nella crosta si formano faglie anulari, che individuano al loro interno un blocco con una forma che ricorda quella di un pistone.

3. La forza di gravità fa scivolare questo blocco bruscamente verso il basso nel serbatoio magmatico fino a quando si stabilizza. In questo modo il pistone aumenta di nuovo la pressione nel serbatoio, provocando un incremento del deflusso del magma, talvolta di livello tale da provocare ondate di eruzioni laviche fino a decine di chilometri di distanza lungo le fratture radiali.

4. Il continuo deflusso di magma riduce nuovamente la pressione del serbatoio, preparando il terreno per un altro improvviso collasso del pistone.

5. Naturalmente può succedere che nuovo magma affluisca dal basso nel serbatoio magmatico. In questo caso la ripressurizzazione innesca sismicità o addirittura, come è successi nel Bárðarbunga nel 2015, persino un movimento inverso con il pistone che si solleva

Di conseguenza i collassi della caldera sono collegati a importanti cambiamenti nell'attività eruttiva e nei rischi. 

Nell’isola di Hawaii gli abitanti se ne sono resi conto nel 2018, quando al Kilauea tra maggio e agosto sono stati registrati oltre 70.000 terremoti M>0, di cui 54 M≥5, compreso il M 6.9 del 4 maggio. 

Al Piton de la Fournaise, il crollo del 2007 ha ridotto il periodo di unrest che ha preceduto le eruzioni successive, ha portato a un aumento del numero di intrusioni di dicchi ed ha aumentato la percentuale di parossismi in prossimità della sommità (Froger et al,   2015)

Le analisi geochimiche dei periodi precedenti e successivi al collasso indicano che il movimento del pistone può influenzare fortemente la struttura della camera magmatica principale e di quelle più superficiali eventualmente presenti.

STUDI SULLE FASI PRE-CALDERICHE PER COMPRENDERE I PROCESSI CHE INFLUISCONO SU QUESTE ERUZIONI. Grazie a monitoraggi sismici, geodetici, geochimici e gravimetrici e agli approcci investigativi, ulteriori informazioni provengono dalle osservazioni sui vulcani che non hanno subito collassi calderici in tempi storici nonostante abbiano mostrato una notevole instabilità e attività eruttiva, come l'Ambrym (Vanuatu), il Sierra Negra (Galápagos), l'Axial Seamount (a largo della costa NW degli USA) e diversi vulcani delle Canarie. Queste osservazioni chiariscono ulteriormente le modalità e i tempi dell'accumulo di magma nei sistemi calderici, le interazioni dinamiche tra processi magmatici e tettonici e le varie condizioni che contribuiscono ad innescare l'inizio del collasso.

Ci sono comunque ancora delle domande fondamentali che rimangono senza risposta, in particolare:

1. perché alcune intrusioni innescano il collasso della caldera e altre no?
2. la diversità delle sequenze di collasso tra i diversi vulcani,
3. perché e come terminano queste eruzioni.

Possibili correlazioni fra gli episodi di collasso calderico
e l'evoluzione umana (Franceschini et al, 2014)

FORMAZIONE DI CALDERE NELLA PARTE ORIENTALE DEL RIFT AFRICANO  E I PRIMI UOMINI. Nella zona dell’Afar e nei suoi dintorni la letteratura descritti due periodi di intenso vulcanismo esplosivo basaltico: 

• il primo intorno a 3,5 milioni di anni fa durante il Pliocene, dominato da una voluminosa eruzione, il cui deposito è conosciuto come Munesa Crystal Tuff (MCT) 
• il secondo è molto più recente, del tardo Pleistocene (tra 300 e 170 mila anni fa), ed è caratterizzato da eruzioni in almeno quattro distinti complessi vulcanici che hanno dato origine ad imponenti caldere ad Aluto, Corbetti, Shala e Gedemsa

Recentemente Franceschini et al (2024) hanno identificano nella prima fase fase almeno cinque diverse coltri ignimbritiche, estremamente simili tra loro e messe in posto in un intervallo di tempo compreso tra 3,85 e 3,41 Ma, alcune delle quali caratterizzate da depositi spessi decine/centinaia di metri.

Questi risultati suggeriscono che fra le conseguenze di questa attività vulcanica nella Rift Valley ci possa essere stato un impatto sull’ambiente tale da modificare i percorsi migratori e le strategie di sopravvivenza dei primi ominidi.

Infatti, rispetto ad una singola grande eruzione isolata, l’effetto cumulativo di molteplici grandi eruzioni susseguitesi in un intervallo di tempo limitato potrebbe aver comportato un impatto ambientale ancora più grande, non lasciando i necessari tempi di recupero all’ambiente tra un evento e l’altro.

BIBLIOGRAFIA

Anderson et al (2025). Lessons and lingering questions from collapsing basaltic calderas. Eos, 106

Fedotov et al (2015). Seismic Processes and Migration of Magma during the Great Tolbachik Fissure Eruption of 1975–1976 and Tolbachik Fissure Eruption of 2012–2013,

Kamchatka Peninsula. Geofizicheskie Protsessy i Biosfera, 13/3, 5–30.

 

Franceschini et al (2024). Pulsatory volcanism in the Main Ethiopian Rift and its environmental consequences. Communications earth & environment https://doi.org/10.1038/s43247-024-01703-1 

Froger et al (2015). Time-dependent displacements during and after the April 2007 eruption of Piton de la Fournaise, revealed by interferometric data.  J. Volcanol. Geotherm. Res. 296, 55–68

Glastonbury-Southern et al (2022). Ring fault slip reversal at Bárðarbunga volcano, Iceland: Seismicity during caldera collapse and re-inflation 2014–2018. Geophys. Res. Lett., 49, e2021GL097613 

Gudmundsson (2008). Magma-Chamber Geometry, Fluid Transport, Local Stresses and Rock Behaviour During Collapse Caldera Formation. Developments in Volcanology 10, 313-349      

Neal et al (2019). The 2018 rift eruption and summit collapse of Kīlauea volcano, Science, 363, 367–374 

        

Simkin e Howard (1970). Caldera collapse in the Galápagos Islands, 1968. Science, 169, 429–437   

la necessità di armonizzazione dei PAI - Piani di Assetto Idrogeologico

Come tutte le volte che succede qualcosa del genere, i recenti fatti di Niscemi hanno portato alla ribalta, la questione del dissesto idrogeologico. I geologi e gli ingegneri che si occupano di territorio sperano sempre che finalmente succeda qualcosa, e che non ci si limiti come al solito a un paio di settimane in cui i professionisti imperversano su notiziari e talk-show, per poi far tornare tutto nel dimenticatoio fino al prossimo evento.

Annoto che anche stavolta sono stati intervistati professionisti che con le frane non c’entrano nulla, per esempio un fisico e anche che come al solito si parla di numero delle frane, quando questo indice è fuorviante per almeno due motivi fondamentali:

• spesso un singolo fenomeno è suddiviso in più fenomeni diversi a seconda della cinematica e quindi il numero di frane aumenta in modo artificioso
• più del numero delle frane conta la loro estensione: usando i numeri una frana di ridotte dimensioni conta come quella di Niscemi

Per cui il dato significativo da cui si dovrebbe partire è la percentuale del territorio a pericolosità da frana.

Ma se davvero venisse implementato, prima o poi, un programma serio per la mitigazione del rischio (non la messa in sicurezza, concetto completamente errato) occorre intendersi sul concetto di rischio e di pericolosità da frana. E qui entrano in gioco i Piani di Assetto Idrogeologico (da qui in poi più semplicemente PAI). Purtroppo i PAI sono in un certo modo malvisti, perché, come le aree protette, hanno il non trascurabile problema di impedire certe realizzazioni, come succede pure per le aree a pericolosità idraulica (basta vedere le polemiche sulle attuali proposte di una nuova perimetrazione delle aree a pericolosità da alluvione in Romagna).

PERICOLOSITÀ E RISCHO: DUE CONCETTI DIVERSI ANCHE SE COLLEGATI. Ho già svariate volte parlato della differenza fra questi due concetti, per esempio qui.

In buona sostanza:

LA PERICOLOSITÀ esprime quanto un luogo sia più o meno predisposto a subire un evento naturale e di quale entità, in base alle caratteristiche geografiche e geologiche proprie e dei dintorni. Insomma è una caratteristica intrinseca di una porzione di territorio (ad esempio la “pericolosità idraulica” risulta maggiore accanto ai fiumi e nelle zone più depresse di una pianura rispetto a quanto si trova a quota superiore e/o più lontano dal fiume)

IL RISCHIO, invece, è un concetto che prende in considerazione gli effetti che un evento naturale può arrecare in un certo luogo a cose e persone.

Ne segue che se la pericolosità non cambia a meno di cambiamenti morfologici all’interno e nell’intorno di un perimetro, naturali o artificiali che siano, il rischio invece varia in base a quello che c’è. Ad esempio un perimetro incolto, senza edifici né strade vicino ad un fiume segnalato a pericolosità idraulica “media” perché ogni tanto si allaga, ha un rischio basso perché una esondazione non comporterebbe nessuna conseguenza su cose e persone. Se però poi qualcuno decidesse di costruirci qualcosa (si tratterebbe nel caso di una azione improvvida, ma purtroppo è successo molto spesso), la pericolosità rimarrebbe uguale, ma il rischio aumenterebbe drasticamente.

Pericolosità e rischio sono correlati da una espressione che introduce un terzo termine, la VULNERABILITÀ, e cioè la predisposizione di un qualcosa (edificio, strada etc etc) ad essere danneggiato da un certo rischio.

La formula che lega questi tre concetti è R= P x V x E, dove R sta per Rischio, P per Pericolosità, V per Vulnerabilità ed E per il numero degli elementi a rischio.

La differenza fra pericolosità e rischio è quindi sostanziale, ma spesso persino dei professionisti fanno confusione in materia.

CONFRONTO FRA LE PERCENTUALI DI TERRITORIO A PERICOLOSITÀ DA FRANA E I DUBBI SULLA ATTENDIBILITÀ DEI DATI. Che le cose non funzionino diventa chiaro anche soltanto confrontando fra le varie Regioni la carta dell'IFFI (Inventario dei Fenomeni Franosi Italiani) dell'ISPRA e la percentuale di territorio classificata in pericolosità medio-alta e alta dei PAI (in genere classificate P3 e P4 ). La fonte è più che autorevole e cioè il rapporto dell’ISPRA Dissesto idrogeologico in Italia: pericolosità e indicatori di rischio – edizione 2024 (ISPRA, 2025, disponibile qui). Fra l’altro in alcuni PAI la pericolosità manco esiste, il che è assurdo e anche per questo tanti complimenti al personale di ISPRA che ha dovuto armonizzare tutti i dati nella pubblicazione e che, nonostante la buona volontà, è stato costretto a fare statistiche sul "nulla": solo per le differenze nei regolamenti armonizzare tutti i dati è una impresa degna del massimo rispetto e quindi la "mosaicatura" è "omogenea" solo apparentemente.

Osserviamo appunto dei dati regione per regione, considerando appunto l’estensione delle frane, misurata in percentuale rispetto al territorio regionale, visibili nella carta assieme alla carta della suscettibilità. Già con un confronto spannometrico a vista nelle singole regioni si rischia di rimanere non poco perplessi. Le perplessità aumentano se confrontiamo la percentuale di territorio dichiarata fra alcune regioni. Prendiamo alcuni dati a caso:

• la provincia autonoma di Trento ha il 20,6% del territorio in aree a pericolosità P3 3 P4, mentre quella di Bolzano si limita al 5.3%
• nonostante la vasta parte del territorio regionale pianeggiante l’Emilia-Romagna ha il 14,7% della sua superficie in P3 e P4, mentre Veneto e Friuli ne hanno solo lo 0,7 e il 2,5% e regioni tipicamente prive di pianure come le Marche o l’Abruzzo sono rispettivamente al 7,6 e al 15,4
• nell’Italia centrale spicca il 21% del territorio in P3 e P4 indicato in Toscana, una percentuale inferiore soltanto all'83,7 della Valle d’Aosta
• al sud la Campania se la cava abbastanza bene con il 19,6% e il dato della Puglia è abbastanza in linea perché, sì, è solo il 3.1% ma è una regione che tolto il Gargano e poco altro, è decisamente pianeggiante. Ma pare assurdo che la percentuale della Puglia sia addirittura la metà di regioni con vasti territori collinari e montani come Piemonte e Friuli e ben 4 volte maggiore che in Veneto
• note dolenti infine vengono da Basilicata (6,1%), Calabria (appena il 2,4%) e Sicilia (3,1%)

mappa dei distretti italiani. I distretti sono in base ai bacini idrografici
 e non alla suddiviosione amministrativa del territorio

LE MOTIVAZIONI DI QUESTE ANOMALIE NELLA DISTRIBUZIONE DELLE FRANE. A parte le possibili differenze di sensibilità degli estensori dei PAI, la cosa peggiore è che lo stesso fenomeno può cambiare di classificazione a seconda del PAI vigente nell’area in cui si trova.

E qui, tra 

(1) una non oggettività dei criteri che portano all’individuazione di una frana (e quindi alla soggettività del rilevatore)

(2) regolamenti difformi fra un PAI e l’altro 

e (3) una maggiore o minore attenzione da parte di chi li ha redatti e chi li modifica dal punto di vista scientifico ma anche da quello della presenza di pressioni politico-sociali

grande è la confusione sopra il terreno. 

Insomma, se qualcuno esamina una zona di cui non ha esperienza la prima cosa che deve fare è capire “lo spirito” con cui è stato redatto quel PAI.

Un’altra differenza fondamentale fra i vari PAI è che alcuni si occupano davvero di mappare e perimetrare le aree a pericolosità da frana (indipendentemente dal fatto che il movimento sia avvenuto o meno), altri semplicemente contengono un aggiornamento della cartografia dopo che le frane sono avvenute, il che contraddice, e non di poco, lo spirito con cui tali cartografie dovrebbero essere realizzate.

COSA FARE. Ora, va bene il federalismo, ma fra il centralismo più bieco e l’anarchia più assoluta c’è una vasta gamma di soluzioni intermedie. È quindi chiaro che parecchie cose non quadrino e che questo comporta differenze sensibili fra cittadini di regioni diverse alle prese con lo stesso fenomeno. Insomma: un PAI meno attento consentirebbe la realizzazione di manufatti in aree potenzialmente ad alta pericolosità più di quelle di un PAI attento, con tutte le possibili conseguenze economiche e sociali. Ricordo inoltre come tali differenze avrebbero una forte ricaduta sulla annosa questione delle assicurazioni: se fra i criteri che guidano l’entità del premio da pagare viene considerata la pericolosità, le differenze nella qualità della cartografia delle frane inciderebbero non poco sulla sua entità media fra i cittadini di una regione e quelli di un’altra: a parità di situazione geomorfologica chi ha la colpa di trovarsi in un PAI fatto meglio rischia di pagare un premio maggiore di quello di un immobile posto in un territorio con un PAI “meno attento”. Inoltre

Pertanto considero fondamentale il rifacimento totale della cartografia del dissesto idrogeologico e per farlo propongo di agire in tre step:

1. OMOGENEIZZAZIONE DEI REGOLAMENTI DEI VARI PAI. La prima cosa da fare sarebbe quella di costituire una commissione tecnica, la quale in un tempo ragionevole (un anno?) prepari un nuovo regolamento comune per tutti i PAI in tutti gli aspetti, a partire da quelli strettamente geologici e geomorfologici della classificazione dei fenomeni; ma devono anche essere precisati criteri di rilevamento, schedatura delle aree individuate, compresi dei manufatti coinvolti (dove per manufatti si considera di tutto: edifici, strade e quant’altro di antropicamente importante), grafica e legende della cartografia, stato del reticolo idrografico, esistenza di monitoraggi e altro.

Inoltre devono essere fissarti rigorosi criteri di aggiornamento, perché il PAI non può essere una fotografia statica della situazione al tempo del rilevamento, ma dovrebbe essere un catalogo dinamico che si aggiorna al cambiamento delle condizioni di un luogo.

Personalmente mi piacerebbe un sistema che lavori in base a delle matrici, cosa che garantisce l’omogeneità dei risultati (posto ovviamente che i dati siano omogenei).

2. PRODUZIONE DI UNA NUOVA CARTOGRAFIA DELLE FRANE. Fatti i criteri, andranno ovviamente applicati e la commissione dovrà anche emettere le linee-guda per

• l’applicazione dei nuovi regolamenti
• la redazione di una nuova cartografia della pericolosità da frane, dalla quale far discendere quella del rischio
• la schedatura delle aree a rischio

un classico esempio della differenza fra due PAI limitrofi in un'area geologicamente omegenea:
1.nel PAI della parte superiore della figura PAI e IFFI  corrispjndono (al netto di uno sfalsamento tecnico
nel mio GIS dovuto a diversi sistemi idi riferimento impiegati nella cartografia
2. nella parte inferiore della figura si nota come il PAI segnali molti meno perimetri rispetto a IFFI

RILEVARE SUL TERRENO una nuova cartografia delle frane da cui ricavare pericolosità e rischio in base ai nuovi criteri certi, sicuri e comuni a tutto il territorio nazionale è un lavoro decisamente importante che non potrà che essere affidato alle Autorità di Bacino, ovviamente con finanziamenti specifici con un apposita legge prodotta dallo Stato centrale che contenga obblighi chiari (tipo: se non finisci entro un certo tempo, scatta automaticamente il commissariamento). I finanziamenti dovranno contemplare ovviamente anche l’assunzione e l’addestramento di personale qualificato ove ci sia carenza di organico tecnico (cosa piuttosto probabile).

Siccome le modifiche al PAI sono di competenza delle Regioni, questa legge dovrà anche normale le procedure di approvazione delle stesse, che devono avvenire ed essere pubblicate sul bollettino ufficiale regionale entro un tempo-limite

3. DALLA TEORIA ALLA PRATICA. Il PAI così ottenuto rimarrà sempre un “elenco di frane”. Nonostante abbia già così un alto valore scientifico perché inventariando le frane caratterizza da questo punto di vista il territorio, questo risultato non deve essere trattato come una raccolta di figurine che, una volta finita, viene messa in una scaffalatura e riguardata a piacere. No: il PAI deve essere uno strumento gestionale per il territorio, cioè in base alle risultanze cartografiche ottenute deve venire fuori (sempre con una metodologia condivisa nel regolamento generale) una metodologia che indichi le azioni da intraprendere e le relative priorità. 

Quindi il nuovo regolamento deve avere, rispetto ai PAI attuali, una parte in più: quella in cui vengono identificati strumenti certi (e, ribadisco, comuni a tutto il territorio nazionale) per definire le aree dove si può convivere con un fenomeno e quelle che devono essere oggetto di delocalizzazioni.

Tutto questo anche per rendere univoci i criteri secondo i quali gestire delocalizzazioni (obbligatorie o facoltative), assicurazioni, agevolazioni di vario genere, sistemi di sorveglianza e allertamento in una scala di priorità e fattibilità di interventi. 

Insomma, dai PAI oltre alla parte strettamente scientifica dovranno uscire una mappa e una visione unica del territorio italiano sulla base di criteri gestionali univoci.

LA NECESSITÀ DI UNA SORVEGLIANZA CONTINUA DEL TERRITORIO. Almeno per le frane a movimento lento deve essere infine implementata su tutto il territorio nazionale una sorveglianza con i dati dei radar satellitari InSAR come quella attualmente presente in Toscana e altre regioni (ne ho parlato qui). Vedremo cosa succederà con il sistema nazionale che dovrebbe essere (finalmente) in arrivo. Purtroppo sembra che gli aggiornamenti verranno rilasciati ogni 6 mesi, il che se da un punto di vista dello “storico” di un luogo può andare bene, lo renderebbe meno inutile per il monitoraggio predittivo degli eventi e sicuramente inutile per una emergenza

LA DICOTOMIA FRA IFFI E PAI. Oltre a quelle PAI c’è anche la cartografia IFFI (inventario dei Fenomeni Franosi Italiani). IFFI è un inventario che contiene i fenomeni avvenuti e non le aree potenzialmente soggette a nuovi fenomeni, come invece dovrebbero indicare i PAI. Ebbene, la cartografia Ispra in diversi casi rileva frane che non risultano nella cartografie PAI. 

ISPRA giustamente avverte che per la progettazione e la pianificazione urbanistica, fanno testo solo le carte ufficiali delle Autorità Distrettuali e non IFFI, ma questo aspetto genera molta confusione soprattutto fra i tecnici. E se fossi un tecnico e mi trovassi in un'area dove PAI e IFF non corrispondessero, mi troverei un attimo a disagio.

La frana di Niscemi del 26 gennaio 2026: eventi precedenti e possibili cause del fenomeno

 i vari settori della frana, gentilmente fornitami dal collega Matteo Bini
le immagini delle case appartengono al settore B

A scanso di equivoci preciso subito che scrivo questo post a titolo puramente personale. Nessuna altra persona è coinvolta. Nè quanto ho scritto riflette automaticamente il pensiero di altre persone.

Non occorre definire ulteriormente la situazione che si è venuta a creare dopo la frana di domenica a Niscemi. P Annoto soltanto che quando sono arrivate le prime foto della via Scarfaiaccio finita in fondo alla scarpata e del taglio della strada provinciale 10 sotto il costone, qualcuno ha pensato a immagini ritoccate con l’IA. E invece purtroppo rappresentavano la brutale realtà. Quella di Niscemi è sicuramente per volume ed estensione una delle più grandi frane italiane dell’età repubblicana e si aggiunge quindi ai tanti episodi del genere che hanno funestato il nostro Paese negli ultimi 100 anni, di cui è impossible stilare un rapido elenco. Mi limito solo alle principali, perché quella di domenica scorsa verrà ricordata tra esse, insieme a quelle del Vajont (1963), di Agrigento (1966), di Ancona (1982) e della Valpola (1987) ma soprattutto le batte tutte sulla lunghezza del fronte, pari a 4,5 km.

Non sono a conoscenza degli antefatti, cioè se gli abitanti sono stati sfollati prima che si verificasse il movimento o no. In caso negativo è stato quasi un miracolo che non ci sono state delle vittime, perché del costone è scivolata solo la strada che lo cingeva, mentre le case hanno retto (almeno provvisoriamente perché quelle in bilico stanno iniziando a crollare parzialmente).

Non è che la storia di Niscemi sia immune da catastrofi del genere: fondata nel 1629 sul limite di un vasto altipiano che domina la costa del canale di Sicilia, già nel 1693 fu gravemente danneggiata dal notissimo terremoto della Sicilia orientale, che accanendosi sopratutto sulla fascia costiera ionica. Ma la storia della cittadina è costellata anche da frane. La più antica delle quali è quella del 1790. Venendo a tempi recenti è particolarmente importante l’episodio del 1997 (Rizzo, 2004b). È da notare che sia nel 1790 che nel 1997 che adesso il tutto sia partito dal costone nel quartiere delle Sante Croci, poco lontano dal vertice NW dell’abitato.

A proposito: stavolta i cambiamenti climatici non c’entrano nulla.

GEOLOGIA E CARTOGRAFIA GEOLOGICA. La stratigrafia dell’abitato è dominata da una classica serie regressiva appartenente al bacino plio-pleistocenico di Caltanissetta, in cui la granulometria dei sedimenti aumenta verso l'alto; è quindi una serie che registra una progressiva emersione dell’area: nel costone troviamo qualche metro di sabbie, ma subito sotto ci sono le argille, che formano il versante sotto l’altipiano. Non ho dati sulle loro caratteristiche geotecniche, ma sono sicuro che queste sabbie siano molto, ma molto migliori di tante altre. 

Per quanto riguarda la cartografia delle frane, IFFI (l’inventario dei fenomeni franosi italiani) e PAI (Piano di Assetto Idrogeologico) sono sostanzialmente coincidenti, il che non è scontato. 

Però i perimetri non coprono integralmente l’area che è stata interessata dall’evento. Anzi, venendo da sud la perimetrazione si interrompe più o meno all’incrocio fra via Garibaldi e via Scarfaiaccio, mentre un altro fenomeno è indicato a partire dalla fine di via D’Arrigo.

a sinistra la cartografia IFFI  - a destra la cartografia PAI

Maugeri (1869) riprende quanto scritto da un testimone diretto nel 1790

LE FRANE CHE HANNO FUNESTATO LA VITA DI NISCEMI

LA FRANA DEL 1790 si manifestò il 19 Marzo alle ore 17,30 e produsse sconvolgimenti morfologici molto più marcati di quelli del 1997. Interessante è la presenza sia di fenomeni precursori che successivi: il giorno prima fu avvertito distintamente da tutti gli abitanti di Niscemi un «sotterraneo muggito» (rumore tipico connesso con lo slittamento di masse instabili), mentre il 19 tali rumori furono avvertiti nella sola area in frana e chiaramente associati alle dislocazioni.

Il 20 Marzo, alla fine della fase parossistica dalle fessure del corpo di frana sono stati emessi calore e vapore; si formò persino un vulcanetto di fango, da cui fuoriuscirono argille e fluidi con odore di bitume e zolfo. Inoltre scomparvero temporaneamente diverse sorgenti. Ci sono diverse testimonianze concordanti, come questa che riporto a lato.

LA FRANA DEL 1997, ben descritta da Rizzo (2004b), ha coinvolto in un unico movimento due versanti ortogonali fra di loro, lungo un fronte di circa a 2,5 km e con un'altezza di tra 3 e 4 metri ed è stata caratterizzata da un cinematismo traslativo senza componente rotazionale; ha mobilizzato, con notevole coincidenza geometrica ma con spostamenti e e velocità minori, lo stesso corpo di frana del 1790.

Le conclusioni di questo studio sono in qualche modo sorprendenti: innanzitutto la frana è avvenuta in assenza di terremoti o forti piogge (diciamo 100 mm in due giorni, ma senza piogge nei giorni precedenti) e venne fatta una considerazione interessante: le variazioni di stress e/o di resistenza di una frana così grande e profonda non possono essere attribuite solo a piogge brevi e concentrate, anche se intense. Inoltre le indagini hanno evidenziato la presenza di piani di rottura e movimenti di creep più profondi (oltre 80-100m) di quelli superficiali (Rizzo, 2004a).

LA FRANA DEL 2026. Innanzitutto giova ricordate che il 16 gennaio c’è stata una prima frana, che ha interrotto la Strada Provinciale 12. Dopo la frana di domenica la situazione è ulteriormente peggiorata: sono interrotte 4 delle 5 strade che si diramano da Niscemi: rimane solo la SP 10 verso Caltagirone, mentre Gela non può essere più raggiunta direttamente.

Una cosa interessante è che al contrario del 1997 è piovuto pochissimo: addirittura l’evento del 16 gennaio è avvenuto dopo una settimana senza piogge con circa 30 mm nei 30 giorni precedenti. Il nei giorni precedenti al 26 non sono stati raggiunti nella settimana precedente i 40 mm, nonostante che il ciclone Harry avesse provocato piogge ben oltre i 200 mm lungo la costa ionica della Sicilia.

LA MECCANICA DELL’EVENTO DEL 2026. Già dalle prime foto disponibili l’impressione è stata che ci fosse qualcosa di più del crollo di un costone, perché sotto le case oltre alla parte superiore sabbiosa, si vede chiaramente come siano state coinvolte nel crollo anche le argille sottostanti. In questo quadro il crollo del costone sarebbe quindi un effetto collaterale di un movimento innescato più in profondità, a causa della asportazione di materiale al suo piede. Su questo viene in aiuto la bibliografia, perché sempre Rizzo (2007) a proposito della frana del 1997 scrive che “i risultati e le considerazioni sui numerosi dati raccolti e sulle indagini appositamente predisposte evidenziano la presenza di piani di rottura e movimenti di creep più profondi (oltre 80-100m) di quelli finora riferiti al movimento franoso”. Questo ha rafforzato l’idea che anche questa volta il fenomeno sia stato innescato da una superficie di scivolamento profonda, analogamente a quanto descritto per il 1997, insomma uno slip prone horizon (orizzonte prono allo scivolamento, ne ho parlato qui). Roda (1967) segnala dento le argille la presenza di un livello sabbioso. E questo livello, potrebbe aver perso totalmente la resistenza se si fosse impregnato di acque. In pratica i materiali sovrastanti avrebbero perso l'appoggio.

Invece Rizzo (2004) ha pubblicato delle interessanti considerazioni sull’evento del 1997 con le quali attribuisce la deformazione profonda che interessa il versante meridionale della città di Niscemi alla stratigrafia del complesso di argille, senza l’intervento di altre litologie: l’innesco di quell’evento potrebbe essere dovuto al cambiamento del comportamento da fragile a duttile di un livello di argille a causa di una leggero rammollimento dovuto ad una variazione – anche leggera – della pressione interstiziale (la pressione delle acque sotterranee nei pori all'interno di un terreno). Passando da fragile a duttile un livello diventa molto più debole, insomma basta poco perché si deformi.

Siccome la situazione tettonica dell’area è complessa, visto che a pochi km di distanza si trova il limite in superficie della falda di Gela (una falda di origine “africana” che sta scorrendo sotto quella parte di Sicilia), e sotto Niscemi si trova a una profondità non superiore a 1 km, potrebbe esserci una interdipendenza fra strutture tettonica e frana. Frana che forse potrebbe essere tecnicamente meglio definita come una “deformazione gravitativa profonda di versante”.

l'accelerazione della dislocazione prima della frana di Maoxian da Intrieri et al (2018):
se questi dati fossero stati analizzati in tempo reale sarebbero stati salvati
gli abitanti di un centro abitato che è stato compito dalla frana

LE FRANE E L'INTERFEROMETRIA SATELLITARE RADAR InSAR. La cinematica della frana del 2026 è quindi attribuibile allo stesso meccanismo di quelle del 1790 e del 1997, indicando senza dubbio una condizione strutturale predisponente inalterata. Ma soprattutto che la frana si è sviluppata lentamente, con fasi di allerta.

Nel 1950 Terzaghi osservò argutamente che le frane possono verificarsi in quasi tutti i modi immaginabili, lentamente e all'improvviso, con o senza alcuna apparente provocazione. Ma se una frana arriva all’improvviso, sarebbe più esatto affermare che nessuno abbia potuto notare i fenomeni che hanno preceduto il suo innesco. Ecco il problema: se la frana del 2026 si è sviluppata lentamente, oggi questi precursori sarebbero stati visibili? Probabilmente si, grazie ai dati radar satellitari InSAR che possono colmare questa lacuna, come ho fatto vedere qui in 3 diversi casi.

Ovviamente i dati pubblicamente disponibili sono quelli del sistema europeo, l’EGMS: sono aggiornati alla fine del 2023 e quindi dicono poco, se non che l’altopiano tra il 2019 e il 2023 era stabile. Invece il versante davanti alle SS Croci presenta dei forti movimenti, ma in un’area calanchiva è naturale che ve ne siano.

Sono comunque “ragionevolmente sicuro” che se la Sicilia avesse avuto un servizio continuo di sorveglianza radar del territorio come la Toscana (ne parlai qui) e altre regioni italiane le elaborazioni avrebbero colto le fasi preparatorie del dIsastro. Ovviamente con l’interferometria satellitare InSAR non si sarebbe impedita la frana, però si sarebbe potuto evacuare gli abitanti. È vero, nessuno si è fatto male, ma solo perché ha ceduto solo la parte più vicina al precipizio: non oso pensare cosa sarebbe successo se fossero state coinvolte le case adiacenti alla strada con la gente dentro. Pensiamoci su questo: in altri secoli si sarebbe parlato di un miracolo di qualche santo (casualmente il 16 gennaio la Chiesa festeggia San Sebastiano, patrono delle Misericordie, nota colonna della Protezione Civile…) e magari avrebbero immediatamente costruito un oratorio per ricordarlo.

In realtà il merito è delle sabbie, che se non saranno delle arenarie, sono comunque discretamente cementate e quindi, almeno nell’immediato, è crollato poco. Naturalmente adesso il ciglio dell’altopiano sta arretrando e le prime case hanno già iniziato a perdere pezzi.

PROSPETTIVE. Dal punto di vista della Protezione Civile e della manutenzione del territorio se le cose stanno come suppongo, sarebbe praticamente impossibile intervenire per mitigare il rischio di un nuovo movimento quando si ripresenterà (perché si ripresenterà e ovviamente non è dato sapere quando, fra 10, 100, 200 anni o anche prima). Quanto al costone sotto le case, consolidarlo può servire solo per impedire crolli ulteriori per evitare che il coronamento si estenda verso l'abitato in “tempo di pace”, ma se si ripresenta il fenomeno di cui stiamo parlando questo lavoro non servirebbe a niente....

Dal punto di vista scientifico c’è anche tanto da lavorare per capire cosa possa aver innescato il movimento profondo. Potrebbe venire fuori addirittura qualche risultato spettacolare.

NISCEMI E LA CURA DEL TERRITORIO. Che l’Italia sia un Paese fragile e che gli italiani non se ne vogliono rendere conto (almeno quelli che decidono e quelli che influenzano chi decide) è vero, ma se è vero quello che si è sentito e cioè che la rete di monitoraggio realizzata dopo il 1997 sia andata in malora per incuria, questo fa alterare parecchio. Di sicuro l’IFFI riporta dei “monitoraggi in progetto”. C’è da capire da quanto sono in progetto e a che punto fossero progettazione e – soprattutto – finanziamento. 

Perché nel nostro Paese il concetto di prevenzione degli avvenimenti avversi di tipo geo-logico (perché hanno una logica geologica) risuona solo dopo le catastrofi, piccole o grandi che siano. E voglio proprio vedere se almeno stavolta si continuerà a parlare (e a finanziare decentemente) opere contro il dissesto idrogeologico

BIBLIOGRAFIA

Di Grande  V. Giandinoto (2002).  Plio-Pleistocene sedimentary facies and their evolution in centre-south-eastern Sicily: a working hypothesis. EGU Stephan Mueller Special Publication Series, 1, 211–221, 2002

Intrieri et al (2018). The Maoxian landslide as seen from space: detecting precursors of failure with Sentinel-1 data. Landslides 15:123–133

Maugeri (1869). Ricordo di una convulsione geologica ignivoma avvenuta a Niscemi: schizzo storico siculo . Tipografia Rizzo - Catania. Estratto da Archive.org a questo indirizzo 

Rizzo et al (2004a). Modelling of the deep gravity-movement of Niscemi (Caltanissetta, Sicily, Italy): the decisive role of tectonic deformation. Acta Naturalia de «L'Atenco Parmense», 40-1/2, 19-34

Rizzo (2004b). Un vasto movimento gravitativo al fronte della falda di Gela: evidenze e problematiche in relazione alla tettonica (Frana di Niscemi, Sicilia Meridionale)

Roda (1967). I sedimenti plio-pleistocenici nella Sicilia centro-meridionale, Atti Acc. Gioenia Sc. Nat. Catania, S. 6, 18, 295– 310, 1967a.


 

uno studio con i dati satellitari InSAR evidenzia nei 40 maggiori sistemi deltizi della Terra la subsidenza e il suo impatto sulla Natura e sulle attività antropiche

Ho già parlato diverse volte di come i satelliti radar InSAR rappresentino in molte situazioni un valido aiuto per la comprensione dei fenomeni geologici, e come diventno essenziali quando i sistemi di monitoraggio a terra sono insufficienti. Ad esempio poco ho fatto vedere il caso della sorveglianza dei vulcani attivi e potenzialmente attivi, mentre in quest’altro post ho fatto vedere come se ci fosse stato un servizio continuo di sorveglianza del territorio tramite i dati InSAR si sarebbero potute prevedere delle frane di una certa importanza. I grandi delta fluviali sono un’altra applicazione interessante perché i loro movimenti sono essenzialmente verticali e in special modo quando sono aree antropizzate c’è una vasta gamma di bersagli su cui poter lavorare con i radar in banda C come quelli della costellazione satellitare Sentinel-1 dell’ESA. In un articolo appena uscito Ohnenhen et al (2026) hanno esaminato proprio le caratteristiche delle variazioni di quota dei delta attraverso i dati InSAR, traendone interessanti conclusioni che potranno aiutare la protezone della Natura e delle attività antropiche in questi fondamentali sistemi.

I DELTA FLUVIALI: AREE MOLTO IMPORTANTI MA DELICATE. Se occupano appena l'1% della superficie terrestre, i delta fluviali ospitano tra il 4 e il 6 % della popolazione mondiale; soprattutto sui delta troviamo quasi un terzo (10 delle 34) delle megalopoli del mondo. Insomma, sono territori caratterizzati da funzioni e antropiche rilevanti che si sommano a importanti funzioni naturali. Ad esempio:

• funzioni naturali:  ecosistemi con una ricchissima biodiversità
• funzioni socioeconomiche: sostengono la produttività agricola e la pesca e con le loro infrastrutture, come porti e reti di trasporto, sono snodi fondamentali della rete del commercio marittimo globale
• funzioni energetiche: in alcuni delta si trovano giacimenti di idrocarburi

la subsdenza in alcuni delta: il viola ne indica i valori maggiori.
in verde le aree con minore subsidenza

I DELTA: UN EQUILIBRIO PRECARIO. Dal punto di vista geologico i delta sono soggetti a una dinamica delle variazioni morfologiche molto veloce, principalmente nella quota topografica, nella disposizione di canali e specchi d’acqua e nella linea di costa più esterna. I motivi sono diversi:

A. RIPASCIMENTO: i delta sono cresciuti (e in qualche caso crescono ancora) grazie al continuo ripascimento che viene assicurato dai sedimenti trasportati dai fiumi. Le attività umane a monte comportano variazioni di questa componente: in particolare è noto come nella storia umana episodi di avanzamento dei delta siano stati innescati dall’aumento del carico solido a seguito di massicce opere di disboscamento: oggi invece in genere a influenzare il volume di sedimenti sono le operazioni idrauliche, in special modo la costruzione di grandi dighe e una maggiore crescita della popolazione urbana, le quali comportano una diminuzione del carico solido

B. SUBSIDENZA: si tratta oggi della forzante maggiore delle variazioni di quota che innescano le variazioni morfologiche anche nelle parti più lontane dal mare dei delta; ha due componenti:

• subsidenza naturale: in Natura i delta sono il risultato di un equilibrio – spesso precario – fra l’accumulo di sedimenti portati dai fiumi, le variazioni – anche di origine tettonica – della quota topografica e del livello del mare, le correnti marine, il clima e gli eventi meteo estremi. Noltre quando i volumi di sedimenti sono estremamente importanti sono persino possibili aggiustamenti isostatici
• subsidenza antropica: alle componenti naturali della subsidenza nei nostri tempi si è aggiunta una componenti antropiche spesso non indifferenti. I principali fattori antropici che dominano la subsidenza del delta includono l'eccessiva estrazione di acque sotterranee, lo sfruttamento di petrolio e gas e i cambiamenti nell'uso del suolo associati all'urbanizzazione e all'agricoltura.

Un'altra questione delicata è la PROGRESSIVA ESPANSIONE NEI DELTA DELLE ATTIVITÀ UMANE, a causa delle qual i suoli occupati perdono le loro caratteristiche naturali.

Oggi purtroppo i delta sono tra le aree più critiche perché innalzamento del livello del mare, subsidenza naturale e antropica (con valori di abbassamento del terreno spesso ragguardevoli), e una forte pressione antropica spesso non compensati dal ripascimento, comportano una ulteriore esposizione a minacce climatiche e ambientali complesse. In particolare la popolazione vulnerabile è oggi definita come quella che occupa territori al di sotto di 1 m di altitudine.

LIVELLO DEL MARE ASSOLUTO E RELATIVO NEI DELTA. Rispetto al livello assoluto del mare, si può identificare un livello del mare relativo, che è la somma della differenza fra i movimenti verticali del livello del mare e dell’area deltizia. È evidente come l’innalzamento globale del livello del mare, la subsidenza e la diminuzione del carico solido per la costruzione di dighe messi insieme determinino un innalzamento relativo del livello del mare a tassi superiori alle medie globali, il che comporta (1) rischi di inondazioni, (2) perdita di territorio e (3) salinizzazione delle falde acquifere.

LA VALUTAZIONE DELLA SUBSIDENZA NEI DELTA. Oggi la vulnerabilità dei delta risiede principalmente nella subsidenza, ma anche nella facile alluvionabilità delle aree emerse e, per l’agricoltura, dalla sostituzione delle acque dolci nelle falde acquifere con acque saline. Una valutazione della subsidenza e del ripascimento è ostacolata dalla scarsezza delle osservazioni a terra disponibili.
Ed ecco che anche in questo caso satelliti InSAR diventano basilari, perché forniscono i dati dei movimenti del terreno in maniera veloce e completa. È vero che essendo le immagini scattate ad ogni passaggio del satellite al di sopra dell’area si tratta di dati intermittenti, rispetto a quelli delle stazioni GPS, però dobbiamo considerare che i sensori GPS vanno installati e non forniscono quindi dati pregressi, mentre ad esempio con la costellazione Sentinel-1 i dati a disposizione cominciano da fine 2014 usando bersagli “naturali” (in genere edifici, altre opere antropiche, aree naturali a vista senza copertura erbosa).
Inoltre lo studio della subsidenza con i dati satellitari InSAR è semplice e riguarda una vasta serie di ambiti (Raspini et al, 2022) in quanto non esiste una componente orizzontali del movimento come nelle frane o negli studi sulla tettonica, casi nei quali a causa delle caratteristiche delle orbite i movimenti in direzioni differenti forniscono risposte assolute differenti.

i delta studiati da Onehen et al (2026)

distribuzione nei vari delta dei vari valori di subsidenza: le situazioni più critiche sono in Asia

LO STUDIO DELLA SUBSIDENZA IN 40 DELTA CON I DATI SATELLITARI InSAR. Ohnenhen et al (2026) presentano le variazioni di elevazione superficiale in 40 delta di 29 nazioni sparsi nei 5 continenti. Utilizzando i dati della costellazione satellitare dell’ESA Sentinel-1, e ricavando da questi i dati dei movimenti verticali del terreno, hanno quantificato la perdita di elevazione superficiale, dimostrando come nei delta fluviali in tutto il mondo la subsidenza sia il movimento prevalente e con i tassi attuali, la gravità della situazione che ne deriva.

• I delta che tendono ad avere tassi di subsidenza più elevati sono quelli dove lo sfruttamento delle falde acquifere è maggiore e dove le attività umane a monte hanno diminuito il carico solido dei fiumi e quindi c’è stata una diminuzione del ripascimento. 
• Al contrario, tassi di subsidenza inferiori caratterizzano quelli con scarsi emungimenti di acque sotterranee, scarse variazioni del flusso di sedimenti e limitata espansione urbana (ad esempio, il delta del Rio delle Amazzoni), il che è una cosa normale perché in condizioni naturali tutti i delta sarebbero in avanzamento e dove la componente antropica (che oggi è sempre negativa…) è poco rilevante non è sufficiente ad opporsi al trend.

Inoltre (ed è una cosa preoccupante) nella maggior parte dei delta l’attuale tasso annuale di subsidenza supera la componente dell'innalzamento globale del livello del mare come fattore dominante dell'innalzamento del livello del mare relativo.

Questi risultati suggeriscono la necessità di interventi mirati che affrontino il problema della subsidenza, parallelamente a sforzi più ampi per mitigare e adattarsi all'innalzamento globale del livello del mare causato dai cambiamenti climatici.

DISTRIBUZIONE DELLE AREE IN SUBSIDENZA NEI DELTA. Lo sprofondamento è la caratteristica più condivisa del comportamento dei delta: fra quelli studiati non ne esiste uno in cui l’area interessata allo sprofondamento sia inferiore al 35%; soprattutto in ben 38 su 40 lo sprofondamento interessa oltre il 50% dell'area e in quasi la metà dei casi (19) più del 90%.

Nel 30% dei delta esaminati, il tasso medio di innalzamento del livello relativo del mare (quindi la somma di subsidenza e innalzamento globale del livello del mare) è moderato, inferiore a 2 mm all'anno. Al contrario, più della metà dei delta presenta tassi di subsidenza superiori a 3 mm all'anno.

Insomma, sommando tutti insieme i 40 maggiori delta circa il 60% dell’area totale è in subsidenza. E soprattutto sono in subsidenza tutte le aree con popolazione vulnerabile, quella che risiede dove la superficie è a meno di 1 metro sopra il livello del mare.

In molti delta – come si è visto – ci sono aree che non presentano in subsidenza (o addirittura un innalzamento). Che i vari settori di un delta si abbassino o no, è il risultato di una complessa interazione di processi naturali e antropici. Qui giocano per forza dei fattori esterni: processi di ridistribuzione dei sedimenti potenzialmente guidati dalla dinamica fluviale o attività tettonica.

la subsidenza del delta del Po con dati del sistema europeo EGMS 

SOLUZIONI. La presenza di comportamenti diversi all’interno di un singolo delta evidenzia la necessità di valutazioni e modelli completi della sua vulnerabilità per considerare non solo i tassi di abbassamento assoluti complessivi, ma anche l'eterogeneità spaziale delle dinamiche di variazione di quota. 

Da questo si ricava come qualsiasi soluzione debba essere un qualche cosa di organico e non che risolva un problema particolare, perché in ambienti del genere basta poco per combinare un guaio. Al solito in queste cose è molto aventi l’Olanda, dove l'approccio di gestione integrata delle inondazioni delle aree deltizie combina il ripristino ecologico con le fortificazioni infrastrutturali, è diventato un modello di resilienza ai rischi costieri (Kabal et al, 2005), in base al principio secondo il quale i cambiamenti climatici non dovrebbe essere visto solo come una minaccia, ma potrebbero generare opportunità per innovazioni su larga scala (un principio teoricamente valido ma che spesso si scontra con la realtà, fatta di aumento del livello del mare, pressioni politico/sociali che non guardano in prospettiva ma nell'immediato e la necessità di ingenti risorse finanziarie).

Tuttavia, anche aree teoricamente “avanti” dal punto di vista scientifico come gli USA presentano lacune sostanziali: ad esempio Jankowski et al (2017) illustrano come il delta del Mississippi ha perso oltre 5.000 km² di territorio (principalmente zone umide) dal 1932 a causa della mancanza di adattamento (ad esempio, progetti di deviazione dei sedimenti) e venendo a casa nostra, il delta del Po è alle prese con la salinizzazione delle falde acquifere causata dall'emungimento a scopo irriguo delle acque sotterranee (Bellafiore et al, 2021), evidenziando come le priorità economiche contingenti possano minare l'adattamento anche nelle regioni ad alto reddito.

Le traiettorie a lungo termine rivelano una realtà difficile in cui anche i delta con una forte capacità di adattamento faticano ancora a gestire i fenomeni di subsidenza, ed immaginiamoci la situazione in quelli dove queste capacità sono limitate per diversi problemi.

Idealmente, l'obiettivo per una resilienza costiera sostenibile è una transizione verso Rifugi Sicuri, caratterizzati sia da un rischio di sprofondamento basso che da un'elevata prontezza all'adattamento.

Con l'intensificarsi della crisi climatica e delle minacce correlate, la sfida per i circa 500 milioni di persone che vivono nei delta richiede una attenzione globale alla subsidenza e ad altri fattori chiave di vulnerabilità, promuovendo al contempo approcci di governance che preservino l'elevazione del territorio e l'abitabilità a lungo termine rispetto all'adattamento a breve termine.

BIBLIOGRAFIA

Bellafiore et al (2021). Saltwater intrusion in a Mediterranean delta under a changing climate. J. Geophys. Res. Oceans 126, e2020JC016437

Jankowski et al (2017). Vulnerability of Louisiana’s coastal wetlands to present-day rates of relative sea-level rise. Nat. Commun. 8, 14792

Kabat et al (2005) Climate proofing the Netherlands. Nature 438, 283–284

Ohenhen et al 2026 Global subsidence of river deltas https://doi.org/10.1038/s41586-025-09928-6

Raspini et al (2022).  Review of satellite radar interferometry for subsidence analysis. Earth-Science Reviews 235, 104239

il terremoto M 5.1 del Mar Ionio del 10 gennaio 2026 e i dubbi su posizione dell'epicentro e tensore degli sforzi e dunque sul meccanismo focale

L'epicentro del terremoto sembra più a nord delle faglie del sistema ionico

Questo non vuole assolutamente essere un post polemico, ma lo scrivo in quanto non sono d’accordo con quanto detto da alcuni geologi e successivamente diffuso ampiamente sui social in merito al terremoto M 5.1 del mar Ionio del 10 gennaio 2026.

In sostanza ci sono stati dei geologi i quali si sono subito affrettati a proclamare come questo terremoto sia avvenuto lungo il sistema di faglie ionico indicato in bibliografia, per esempio da Polonia et al (2017) [1]. Preciso che si tratta di personaggi autorevoli, non commentatori laureati in Scienze della Terra alla iutìub iunivèrsiti. Quindi il loro parere non può non essere tenuto in considerazione.

Io però ho subito espresso dei dubbi su questa origine, perché non ero convinto che l’epicentro fosse all’interno di questa fascia di deformazione, ma si collocasse almeno una ventina di km a N di esso.

Questa è però una impressione ottenuta inserendo manualmente l’epicentro in una carta di Polonia et al (2017), che vedete qui accanto, e quindi non posso essere sicuro della precisione di quello che ho fatto.

Ovviamente il mio era un dubbio, non una certezza e quindi non ero assolutamente in grado di dire: no, avete sbagliato. Perché poteva essere benissimo che il quadro da loro dipinto fosse quello giusto.

I DATI DELLE VARIE AGENZIE. Vista la mia perplessità al riguardo, ho indagato meglio e ho quindi controllato non solo dati di INGV, ma anche quelli usciti su GEOFON e su USGS.

Le tre agenzie concordano sulla Magnitudo, e sostanzialmente anche l’epicentro è abbastanza simile. Ci sono invece discordanze sulla profondità, che varia (45, 51 e 65 km). Sulla profondità ipocentrale niente di strano: come è noto si tratta sempre di un parametro di difficile determinazione, (ne ho parlato diverse volte, ad esempio qui). E l'incertezza è ancora maggiore in questo caso: stiamo parlando di un evento lontano dalla costa, e quindi dalla rete sismica, per cui la stima è ancora più difficile. Come succede praticamente sempre o quasi, quindi, la profondità ipocentrale potrebbe essere rivista con analisi successive. E lo dichiara espressamente proprio INGV nel suo comunicato a proposto del terremoto.  

Le cose apparentemente cambiano per quanto riguarda le soluzioni TDMT (il Time Domain Moment Tensors), meglio note con il loro soprannome Beach Ball: come si vede, sembra che USGS e GEOFON suggeriscano una soluzione alternativa rispetto a INGV, in direzione perpendicolare rispetto a quella della agenza italiana. 

Attenzione! ho scritto apparentemente perché in realtà i tre Beach Ball dicono esattamente la stessa cosa!!

i 3 Time Domain Moment Tensors (TDMT) che sono stati esaminati

LA "DOPPIA VERITÀ" DEI TENSORI DEI MECCANISMI FOCALI. Mi spiego: per chi non se lo ricorda, bisogna considerare un particolare di non trascurabile importanza concetto spesso espresso dal mio amico Andrea: una volta calcolato e quindi emessa la beach ball, conosciamo l'orientamento esatto del piano di faglia? Eh, no! Questo perché ogni meccanismo focale indicato dal Beach Ball ha due possibili orientamenti della faglia:

1. il piano principale
2. il piano ausiliario, perpendicolare al piano principale

Questo succede in quanto i terremoti con entrambe le orientazioni producono sismogrammi quasi identici, e quindi per distinguere il piano principale dal piano ausiliario abbiamo bisogno di informazioni aggiuntive, che consentano una "soluzione finale" (cioè una determinazione conclusiva) su quale dei due piani sia effettivamente quello lungo il quale è avvenuto il movimento. Per esempio:

• allineamenti di più epicentri di terremoti passati
• studio dell’area del terremoto (cosa decisamente più facile sulla terraferma che in mare aperto)
• l'analisi della direzione di propagazione della rottura
• rigrtti cosismici, sia visti sul campo che con i satelliti InSAR
• il campo di stress regionale
• altro

Ad esempio terremoti come quello M 8.8 di Kamchatka del 30 luglio 2025 non lasciano dubbi sull’orientamento della faglia lungo la quale è avvenuto il movimento. Idem per il terremoto del Myanmar del 28 marzo 2025. Però leggete cosa ha scritto USGS a proposito del meccanismo focale di questo ultimo evento: le soluzioni del meccanismo focale indicano che il movimento si è verificato su una faglia laterale destra, fortemente inclinata e diretta verso nord, oppure su una faglia laterale sinistra, fortemente inclinata e diretta verso ovest. Dopodichè l’estensore precisa che la soluzione finale indica una faglia laterale destra, diretta verso nord, il che è coerente con un movimento lungo la faglia trascorrente destra di Sagaing.

Quindi appena è stato calcolato il tensore, teoricamente questo poteva indicare anche una faglia in direzione perpendicolare alla trascorrente di Sagaing (teoricamente, perché questa faglia è enorme e non avrebbe potuto essere altrimenti: una trascorrente capace di ospitare un terremoto di tale Magnitudo sarebbe stata ben visibile!). E chi ha scritto questo era indubitabilmente a conoscenza della tettonica dell’area.

le possibili strutture sismiche dell'area epicentrale

I TENSORI DEL TERREMOTO DEL 10 GENNAIO. Nel caso del terremoto M 5.1 del 10 gennaio 2026 a largo della costa calabra, dove invece la morfologia del fondale non è particolarmente nota, sono quindi possibili entrambi questi meccanismi:

• movimento trascorrente con una leggera componente estensionale (transtensione) lungo una faglia orientata WNW-ESE (per l’appunto potrebbe trattarsi del sistema ionico, che passa da quelle parti). Questo movimento è rappresentato dal piano principale della beach ball di INGV e dal piano ausiliario di GEOFON e USGS
• movimento trascorrente con una leggera compressione (transpressone) lungo una faglia orientata NNE-SSW, che si colloca lungo il piano ausiliario della Beach Ball di INGV e su quello principale di GEOFON e USGS

Personalmente ritengo più probabile che il terremoto M 5.1 del mar Ionio del 10 gennaio 2026 non sia stato provocato da una transtensione lungo il sistema di faglie ionico (o nei suoi pressi) come sostengono questi miei colleghi, ma che si sia trattato di una transpressione lungo una faglia più o meno perpendicolare ad essa: in un'altra carta sempre da [1], presentata qui accanto, si vedono in quell'area delle linee bianche il cui significato non è indicato, ma dovrebbero essere assi di pieghe o sovrascorrmenti (insomma, strutture compressive).

Comunque, anche se avessi ragione io, è chiaro proprio per l’incertezza del gioco dei due piani, come INGV NON ABBIA SBAGLIATO, ma avrebbero sbagliato quelli che non pensando ai due possibili orientamenti del piano di faglia hanno addebitato senza incertezze al sistema di faglie ionico questo evento, facendolo - diciamo - in maniera un pò frettolosa e approssimata e usando una carta a scala troppo grande, quella dell'immagine qui accanto. Se avessero usato, dallo stesso lavoro, l'immagine più dettagliata (la prima di questo post) e avessero ragionato sul tensore degli sforzi, e confrontando  dati di varie agenzie, anziché andare a testa bassa si sarebbero resi conto che l'epicentro era fuori dal sistema di faglie ionico. 

[1] Polonia et al (2017). Lower plate serpentinite diapirism in the Calabrian Arc subduction complex. Nature Communications 8, 2172