l'evento alluvionale della Toscana e dell'Italia di Nord-Est dei primi di novembre del 1966

Quest’anno ricorre il sessantesimo anniversario di una delle alluvioni più importanti della storia repubblicana italiana: ai primi di novembre del 1966 piogge decisamente fuori dalla norma (tra un terzo e un quarto della media stagionale) hanno messo in ginocchio la Toscana e il Triveneto. È conosciuta talvolta come l’alluvione di Firenze, perché a causa della sua fama universale, la notizia che la città era stata invasa dalle acque è finita rapidamente sui giornali e sulle televisioni di tutto il mondo. In realtà, a causa della vastità delle distruzioni che hanno interessato non solo il capoluogo toscano, ma anche buona parte della regione e il Triveneto, parlare solo di Firenze è estremamente riduttivo e infatti ad esempio il progetto POLARIS del CNR-IRPI parla di “alluvioni del novembre 1966”. Personalmente mi piace il termine “evento alluvionale della Toscana e dell'Italia di Nord-Est”. Si è trattato della classica “tempesta perfetta” a cui hanno concorso una serie di fattori: una depressione pronunciata e un richiamo di aria calda sul Mediterraneo Occidentale, un robusto anticiclone nei Balcani, le piogge e il clima fresco delle settimane precedenti che nelle Alpi avevano depositato un manto nevoso sciolto dalle piogge e dal riscaldamento dei primi di novembre e la tempistica della distribuzione delle piogge fra Casentino e Mugello a causa della quale da poco a monte di Firenze in giù si sono sommate due onde di piena differenti. In questo primo post, dopo delle considerazioni generali, mi soffermo su alcuni aspetti di quello che è avvenuto a Firenze

le isobare del 4 novembre 1966: si notano 
la profonda depressione sull'Italia e l'anticiclone 
che blocca la perturbazione

L’INNESCO DELLA TEMPESTA PERFETTA. Alla fine di ottobre 1966 una depressione sulla Spagna ha iniziato a muoversi verso Est innescando un richiamo caldo. Hanno contribuito a rendere particolarmente drammatico il quadro diversi fattori:

1. MASSIMA EVAPORAZIONE. L’accoppiamento della depressione molto profonda e il richiamo di aria calda nel Mediterraneo occidentale ha consentito una evaporazione superiore al normale, gonfiando così le nubi di acqua

2. CONFIGURAZIONE DELLE FIGURE ATMOSFERICHE. Un robusto anticiclone sui Balcani ha bloccato sull’Italia la perturbazione. Spesso le grandi alluvioni italiane sono dovute al prolungarsi delle piogge a causa di un blocco anticiclonico ad Est dell’area interessata e proprio poche settimane fa, il 30 settembre 2026, un fenomeno analogo ha interessato la Francia: l’anticiclone, che in questo caso stazionava sull’Italia, ha bloccato una perturbazione atlantica, per cui le piogge hanno insistito su costa atlantica, Linguadoca e Provenza, con danni estremamente ingenti. 

Soltanto grazie a questi due fattori in un ristretto lasso di tempo in Toscana e Nord-Est piovve un quantitativo tra il 25 e il 35% della precipitazione media annua! Ma ci sono altre concause che hanno peggiorato la situazione.

3. I FORTI VENTI SULL'ADRIATICO. il gradiente pressorio fra la depressione profonda sull’Italia e l’anticiclone altrettanto robusto sui Balcani ha innescato forti venti sciroccali che hanno gonfiato l’Adriatico settentrionale e provocato a Venezia la maggiore acqua alta di sempre - 192 mm - avvenuta oltretutto in corrispondenza di una teorica fase di bassa marea. Solo i 187 mm registrati il 12 novembre 2019 si sono avvicinati al valore registrato nell’occasione.

4. PIOGGE E NEVICATE DELLE SETTIMANE PRECEDENTI. L’ottobre 1966 è stato piuttosto piovoso. Di conseguenza il livello dei fiumi era già più alto rispetto al solito e quindi la loro capacità di sopportare il forte afflusso di acque piovane era minore (e nel caso fiorentino gli invasi idroelettrici erano al colmo) e i terreni erano già saturi e dunque incapaci di assorbire ulteriori precipitazioni, per cui praticamente tutta l’acqua che è piovuta se ne è andata via. Inoltre grazie al clima fresco, nelle settimane precedenti nelle Alpi orientali aveva nevicato fino ad una quota abbastanza bassa per il periodo (800 metri): il rialzo delle temperature apportato dai venti sciroccali e le piogge hanno contribuito non poco allo scioglimento di questo manto nevoso: i fiumi hanno dovuto gestire quindi non solo le ingenti precipitazioni dei primi di novembre, ma anche le acque provenenti da questo improvviso disgelo

5. BACINO DELL'ARNO: DUE PIENE SI SOMMANO A MONTE DI FIRENZE. A Firenze e a valle di essa a causa della grande quantità, della estesa distribuzione (nel caso dell'Arno tutto il bacino a monte di Firenze - a parte la Valdichiana - e della tempistica delle piogge, a Pontassive, dove si trova la confluenza fra Sieve ed Arno, alla piena proveniente da Casentino e Valdarno superiore si è sommata quella proveniente dal Mugello: se avesse piovuto prima in Mugello e poi in Casentino / Valdarno superiore da Pontassieve avremmo avuto due massimi molto distanziati nel tempo, anzichè piuttosto vicini

6. TRENTINO E CADORE: UN TERRITORIO FERITO POCO TEMPO PRIMA. La gravità dei danni in Trentino e nel Cadore è inoltre da addebitare ad una alluvione avvenuta in agosto, che aveva lasciato alcune aree in situazione di squilibrio. Un po' quello che è successo in Romagna nel 2023: in molti non sanno che quella conosciuta come la grande alluvione del 2023 è stata preceduta da un evento abbastanza simile due settimane prima, per cui il territorio era già messo molto male. Insomma, in entrambi i casi si può letteralmente affermare che piovve sul bagnato

Con questo, non si può dire che senza queste circostanze aggravanti non sarebbe successo niente, ma sicuramente e non solo a Firenze l’esondazione sarebbe stata “un pò minore".

È importante notare che i massimi delle piogge sono registrati nelle parti sopravvento delle catene montuose che hanno incontrato le nubi. Per questo i livelli di precipitazione nella pianura padana fra l’Appennino e le Alpi sono stati sensibilmente inferiori.

UN BILANCIO TERRIBILE. La piattaforma POLARIS dell’IRPI-CNR evidenzia in questa carta le zone interessate dall’evento. Notiamo che in Toscana prevalgono i danni da alluvione, mentre nel Triveneto anche le frane hanno fatto la loro parte. Il bilancio fu tragico: tra Toscana e Nord-Est si sono contati più di 800 comuni interessati, con 134 morti (di cui 47 in Toscana) e tante città colpite, 88.000 sfollati (46.000 nella sola Toscana, poi 25.800 in Veneto, 15.800 in Friuli-Venezia Giulia, 800 in Emilia-Romagna e oltre 400 in Trentino-Alto Adige. Nel Nord-Est la Provincia di Belluno è risultata la più colpita: furono danneggiati o distrutti 4300 edifici, 528 ponti e 1.346 strade. Alcuni abitati sono stati addirittura abbandonati definitivamente.

Oltre a tutto il bacino dell’Arno, il secondo epicentro dei danni in Toscana si ebbe nel grossetano, dove il fiume Ombrone inondò la Maremma (compresa la città di Grosseto) causando migliaia di sfollati (e una sensazione di essere stati dimenticati nei confronti di Firenze).

A Firenze la piena dell’Arno arrivò la mattina del 4 novembre. Le acque superarono le spallette dei lungarni e sommersero i quartieri storici, raggiungendo in alcuni punti i 5 metri di altezza. In città si sono contati 19 morti e alla fine risultarono distrutti o danneggiati 9.752 negozi, 8.548 botteghe, 248 alberghi, 600 insediamenti produttivi, 13.943 abitazioni, migliaia di automobili.

Nelle campagne decine di migliaia di capi di bestiame morti o macellati per le ferite, 16,000 macchine agricole distrutte, mentre l’erosione e la furia delle acque hanno fatto man bassa di vigneti, foreste e terre coltivate. L’evento lasciò disoccupate decine di migliaia di persone.

A questi dobbiamo aggiungere i danni incalcolabili al patrimonio artistico e culturale (e questo non solo a Firenze!).

LA PIENA NEL BACINO DELL’ARNO. Le esondazioni riguardarono un pò tutto il bacino, praticamente dalla sorgente in Casentino fino al mare, compresa la maggior parte delle valli degli affluenti: a monte di Firenze Ambra e Sieve e tutti i torrenti minori del Valdarno Superiore; a valle di Firenze Ombrone Pistoiese e Bisenzio allagarono le zone di Campi Bisenzio e Signa.

Nel Valdarno inferiore Elsa ed Era provocarono i danni maggiori: i loro bacini sono molto stretti e allungati in direzione NE, per cui le loro parti iniziali, al confine con il bacino dell’Ombrone grossetano, si trovarono nella striscia maggiormente perturbata.

A Pisa la piena è stata inferiore a quanto avrebbe potuto essere in quanto nelle prime ore del 4 novembre 1966 la portata eccezionale dell’Arno e il rigurgito del fiume Era provocarono il cedimento degli argini in zona Ponticelli (Santa Maria a Monte) e a Santa Croce sull’Arno, riversando in quelle campagne parte dell’acqua che altrimenti avrebbe invaso Pisa, ma in compenso travolgendo gli abitati di Santa Croce, Castelfranco di Sotto e tutti gli altri centri minori della piana.

LA PIENA A FIRENZE.  Le prime esondazioni avvennero a monte della città già nella tarda serata del 3 novembre, nel tortuoso tratto che l’Arno percorre tra Pontassieve e l’entrata nel bacino di Firenze. Circa alle 1 di notte del 4 novembre il fiume uscì dagli argini a Gavinana, all'acquedotto dell'Anconella, nella prima parte del corso cittadino in riva sinistra. Alle 2 gli orafi erano sul Ponte Vecchio a cercare di salvare il salvabile; hanno avuto qualche ora di tempo perché in centro il punto in cui si è registrata la prima tracimazione è stato alle 5, come sempre in piazza dei Giudici, prima della stretta del Ponte Vecchio, che come sempre ha influenzato moltissimo la dinamica dell’evento.

La distribuzione del livello raggiunto dalle acque e la sua quota topografica sono molto variabili e dipendono direttamente dal fatto che la città non è proprio in pianura: pochi metri di dislivello possono contare parecchio, specialmente se a causa di questi un alveo fluvale si stringe e la parte a monte della strettoia viene – di conseguenza – maggiormente interessata. In questa carta a sinistra vediamo la topografia cittadina: al centro spicca una zona in rilevato: il Mugnone uscendo nella piana aveva deposto una gran quantità di sedimenti, formando una conoide, presumo tra il XII e l’VIII secolo aC (una fase più secca ma nella quale probabilmente pioveva meno volte, ma con episodi piovosi intensi). Questa conoide è andata parzialmente in erosione in una successiva fase climatica più fresca e umida (sempre “probabilmente”, nella fase pre-romana). L'erosione ha interessato maggiormente la parte a NW di dove sorgerà il castrum romano (diciamo fra il Duomo e la stazione di Santa Maria Novella). Tutto questo è risultato nella formazione  di un leggero rilievo circondato dalla palude, raramente interessato dalle inondazioni, all' estremità verso l'Arno dela conoide. Su questo rilievo fu fondato il Castrum romano, che prese il nome di Florentia. A monte della conoide la zona di Santa Croce è invece leggermente depressa.

La conoide del Mugnone aveva ristretto il corso dell’Arno e a questa condizione naturale si è sommata nell’XI secolo la costruzione a difesa della città del castello di Altafronte, sorto dove ora si trovano buona parte degli Uffizi e il Museo di Storia della Scienza. Quindi da poco a valle del Ponte alle Grazie il fiume si restringe e non di poco ed è proprio lì che abbiamo sempre avuto le prime tracimazioni. Inoltre, quando la portata passava i 2500 mc/sec il Ponte Vecchio si comportava come una diga. Oggi il valore è superiore grazie a dei lavori effettuati dopo il 1966, negli anni ‘70 del XX secolo, ma già con 2.000 mc/sec il battente idraulico è evidente anche adesso, figuratevi a oltre 4.000 e senza i lavori che ho appena citato...

tra la parte a monte e quella a valle della città si è registrata
una differenza di 10 metri nella quota topografica raggiunta dalla piena 

Ora, è evidente che non si può paragonare l’evento del 1966 alla formazione di un lago e che l'esondazione non determina una superficie orizzontale neanche in un’area piatta, ma tra gli “effetti diga” (in particolare quello della strettoia del Ponte Vecchio) e rigurgiti vari, la quota topografica raggiunta dall’acqua è risultata molto differente tra l’area a monte e quella a valle della città. Osserviamo la sezione in alto nella carta, grossolanamente parallela all’Arno: parte dalle Cascine e arriva al ponte a San Niccolò passando per l’area romana e la depressione di Santa Croce, dove nella piazza omonima sono stati registrati quasi 5 metri di altezza dell’acqua: se nella parte a valle della città il livello fosse arrivato alla stessa quota topografica il livello dell’acqua sarebbe stato di oltre 10 metri anziché al massimo 3. Questo fatto evidenzia come la strettoia che parte dagli Uffizi (e soprattutto il Ponte Vecchio) abbiano fatto fatto da diga, individuando un’area di ristagno immediatamente a monte e questo proprio in un’area topograficamente depressa. Nella carta qui accanto si vede benissimo la estrema differenza della altitudine del pelo massimo dell'acqua.

Questo spiega perché il livello delle acque sia stato così alto a Santa Croce e spiega una circostanza architettonica interessante: il pavimento del Duomo si trova poco al di sopra del piano di campagna, con una scalinata minima; quella della basilica di Santa Croce è invece molto più alta: questo perché la basilica ha un pavimento sufficientemente alto per evitarne l'allagamento durante le alluvioni "ordinarie", che al tempo della sua costruzione erano frequentissime. In media il livello del 1966 è risultato di mezzo metro superiore a quelle delle altre due alluvioni maggiori (1333 e 1557), le uniche che hanno sicuramente allagato il Duomo e la parte della città costruita sulla vecchia area romana, più elevata rispetto a quanto la circonda.

resilienza quando ancora non si chiamava così:
la scalinata molto più alta di Santa Croce rispetto a quella del Duomo

LE DIGHE E LE CONOSCENZE METEOROLOGICHE. L'EVENTO POTEVA ESSERE PREVISTO?  Tra Arezzo e Firenze si trovano due dighe costruite a scopo idroelettrico, La Penna e Levane. Il 4 novembre i laghi erano purtroppo pieni e furono svuotati nel mattino del 4 novembre. Il loro contributo è stato determinante per allagare il Valdarno superiore, molto meno per Firenze, dove, dopo l’esondazione a monte, hanno costituito una parte poco significativa del deflusso.

Su questo aspetto bisogna notare come il sistema di previsioni del tempo dell’epoca non era in grado di capire quello che stava per succedere. Invece, già nel 2016 è stato dimostrato che anche a partire dai pochi dati disponibili (la rete di pluviometri e idrometri era estremamente ridotta rispetto a quella odierna), con i modelli attuali si sarebbe stati in grado di prevedere il tutto e quindi i due invasi sarebbero stati svuotati prima in modo da laminare – almeno in parte – l’entità della piena.

IL SEGNO DELL'ALLUVIONE CHE À PERSISTITO PER ANNI. Dopo l’alluvione i segni più evidenti del dopo - piena a Firenze e non solo sono stati rappresentati dalle tracce dei vari livelli a cui si è attestata l’acqua sui muri e sulle automobili: infatti le acque penetrarono nei serbatoi del combustibile per il riscaldamento degli edifici, che all’epoca erano quasi tutti alimentati a nafta. Siccome la nafta è più leggera dell'acqua, costituì lo strato superficiale della colonna d'acqua, lasciando sui palazzi una serie di strisce che corrispondono ai momenti di stasi della diminuzione delle acque, segni che rimasero visibili per anni fino a quando le facciate non sono state restaurate (me li ricordo benissimo).

dietro i terremoti di questi giorni nel Tirreno meridionale: dal regime distensivo che ha aperto il Mediterraneo occidentale alla nuova geodinamica compressiva che vorrebbe richiuderlo

la carta strutturale di Michard et al (2023) evidenzia i vari blocchi
che costituiscono il Mediterraneo occidentale. Da notare in amaranto
i costituenti del microcontinente di AlKapeca

La sequenza sismica in atto da diversi giorni nella piattaforma continentale a largo delle coste tirreniche della Sicilia è iniziata il 20 ottobre 2026 ed ha avuto un massimo venerdì 23 ottobre quando tra le 10.00 e le 18 si sono registrati i terremoti Mw 4.8 alle 11.51, Mw 5,5 delle 12:19 e Mw 5.0 alle 15.55 più altri 3 eventi con Mw 4.0 o superiore. In particolare dopo l’evento principale delle 12.19 è stata emessa una allerta tsunami sulla quale molti hanno ironizzato. Quel giorno ero in tutt’altre faccende affaccendato e non avevo una connessone stabile se non per pochi minuti, quindi ho letto la notizia casualmente dalla stampa e anche io, come tanti, ho pensato alla solita bischerata giornalistica. Invece la questione è diversa, sia perché la Magnitudo provvisoria era superiore (succede NORMALMENTE che venga rivista dopo pochi minuti), sia a causa della complessa geomorfologia della piattaforma continentale tirrenica a largo della Sicilia, dove a causa della combinazione fra forti pendenze e sedimenti sciolti lo scuotimento indotto da un terremoto del genere può mettere in movimento delle frane sul fondo marino che possono generare tsunami. Similmente lo scuotimento può innescare delle frane nelle isole, pure esse potenzialmente in grado di provocare tsunami, come infatti è il caso dell’evento di Stromboli del dicembre 2003 (sembra che anche lo tsunami visto a Napoli da Petrarca venisse da Stromboli). Di fatto i timori si sono rivelati giustificati perché effettivamente una frana si è abbattuta in mare a Filicudi, anche se per fortuna la massa in gioco è stata di minima entità e quindi non è successo nulla.

Fatto salva la differenza di magnitudo, c’è una cosa che lega i terremoti superficiali in mare davanti alle coste settentrionali della Sicilia a quelli del golfo di Cadice come quello di Lisbona del 1755, la probabile inversione del regime tettonico nel quadro della dinamica dello scontro fra Africa ed Europa, che hanno sempre continuato ad avvicinarsi in diversi settori e stanno riprendendo a farlo anche nel Mediterraneo occidentale dove invece negli ultimi 25 milioni di anni un regime di estensione ha provocato l’apertura dei vari bacini oggi esistenti.

LA FORMAZIONE DEL TIRRENO E 

DEGLI ALTRI BACINI DEL MEDITERRANEO OCCIDENTALE. 

Possiamo semplificare l'apertura dei bacini del Mediterraneo Occidentale seguendo le vicissitudini di un settore composto da Baleari, microcontinente Sardo-Corso, Arco Calabro-Peloritano, cioè Calabria e NE della Sicilia a E del golfo di Patti e alcuni blocchi sulle coste africane (secondo me in quel blocco c’era anche la Toscana a sud dell’allineamento Apuane – Pizzorne – Montalbano – Chianti, ma credo di essere l’unico a pensarla così…). Per semplicità battezzo questo come “settore euro-mediterraneo”, perché questi blocchi fino all'Oligocene costituivano:

a) la parte più esterna del fianco meridionale dell’Europa e si trovavano accanto a Francia e Spagna  

b) un microcontinente, Alkapeca (nel quale apappunto inserisco anche la Toscana occide tale, ma sono l'unico a dirlo), che vi si è scontato nell'Oligocene superiore. Possiamo riassumere i fatti tra fine Oligocene e oggi seguendo questa figura qui sopra, ripresa da Viti et al (2009). I numeri sono quelli di alcune delle fasi che ho sintetizzato qui sotto. 

i bacini del Mediterraneo occidentale

1. PARTE FINALE DELLA SUBDUZIONE “ALPINA”. Tra le Alpi occidentali e Gibilterra quello europeo, definito durante l'apertura triassico - giurassica dellla Tetide mesozoica, era un margine continentale passivo e non c’era ancora lo scontro fra i continenti che invece era già avvenuto nell’attuale arco alpino: c’era ancora della crosta oceanica e la subduzione, essendo quella alpina, scendeva verso ovest sotto gli ultimi resti dell’oceano compreso fra Europa e Africa. I due continenti continuavano ad avvicinarsi e quindi l’oceano si stava chiudendo. In quell’oceano c’era un microcontinente, noto come Alkapeca (il nome è la sigla di alcuni dei suoi componenti: Alboran, Kabilidi, Peloritani e Calabria, ora dispersi). Li vediamo in amaranto nella carta tratta da Michard et al (2023) all'inizio del post 

2. ALKAPECA SI SCONTRA CON L’EUROPA. Quando Alkapeca si è scontrata con l’Europa, segnatamente all’altezza del blocco euro-mediterraneo, a sudovest delle Alpi fino a Gibilterra la subduzione si è invertita: si interrompe quella alpina sotto l’oceano diretta verso est e inizia la formazione dell’orogene appennnico – maghrebide con una subduzione diretta verso ovest, sotto Alkapeca e il blocco euro-mediterraneo. Questo succede tra la fine dell’Oligocene e l’inizio del Miocene, diciamo tra circa 20 e 25 milioni di anni fa.

Le subduzioni verso ovest hanno il vizio di muoversi arretrando verso est (un movimento noto come roll-back), formando quindi davanti ad esse i bacini marginali retroarco (Back-arc basins), che rappresentano appunto aree di estensione crustale.

3. DISTACCO DEL SETTORE EUROMEDITERRANEO DALL’EUROPA. La nuova subduzione sotto Alkapeca e l’Europa inizia ad arretrare verso SE e provoca con l’apertura della fossa di Valencia e della prima parte del bacino ligure provenzale il distacco dal continente europeo del settore Euro-mediterraneo (con Alkapeca ovviamente solidale ai blocchi che prima contrassegnavano la parte più costiera dell'Europa) e inizia il magmatismo orogenico sardo. Si forma quindi un nuovo microcontinente, che però ha vita breve: tra 20 e 15 milioni di anni fa si apre il bacino algerino – balearico e i blocchi di Alboran e Kablidi si allontanano dalle Baleari fino a collidere con l’Africa settentrionale, mentre continua ad aprirsi il bacino ligure – provenzale.

4. IL BLOCCO DELLE BALEARI SI FERMA. Nel Miocene inferiore cessa l’espansione del bacino algerino- balearico (Haidar et al, 2022). Anche le Baleari si fermano mentre fino al Miocene medio prosegue la rotazione del resto del blocco euromediterraneo e di conseguenza anche l’espansione del bacino Ligure – Provenzale durante un periodo di importante vulcanismo di arco magmatico in Sardegna.

5. FINISCE LA ROTAZIONE DI SARDEGNA, CORSICA E CALABRIA. Nel Miocene medio, circa 10 milioni di anni fa, Sardegna e Corsica si fermano, si interrompe il magmatismo sardo mentre la Calabria si stacca e inizia a muoversi verso SE provocando nella futura area tirrenica la risalita del mantello nel corso del Miocene superiore e del Pliocene inferiore.

6. APERTURA DEL TIRRENO. Il bacino di Vavilov ha iniziato ad aprirsi tra il Messiniano superiore e il Pliocene inferiore, per poi cessare la sua attività nel Pliocene superiore; successivamente, a partire dal Pleistocene inferiore (2 Ma) l'estensione si è spostata verso sud-est, dando luogo all'apertura del bacino del Marsili.

7. CESSAZIONE DELL’APERTURA DEL TIRRENO. Sulla base dell'analisi dei dati morfobatimetrici acquisiti nel bacino del Marsili Ventura et al (2013), hanno concluso che l'estensione nel bacino de Marsili non è più attiva da circa 1 milione di anni e - di fatto - il blocco calabro ha cessato il proprio movimento 700.000 anni fa.

NB: è ancora ampiamente dibattuto se la Calabria si muova ancora, sia pure a velocità estremamente ridotta: di fatto sono state ampiamente presenti nei carotaggi tracce di tsunami associati a importanti terremoti compressivi nel mar Ionio avvenuti negli ultimi 10.000 anni (Polonia et al, 2012), il che evidenzia una tettonica ancora in atto a largo dell’arco Calabro-Peloritano.

LA SITUAZIONE ATTUALE

LA SISMICITÀ ATTUALE DEL TIRRENO MERIDIONALE. Spesso i processi di estensione dei bacini di retroarco hanno una vita breve e le loro aree ritornano presto in un regime compressivo. È successo per esempio in Transilvana (Matenco et al 2010), oppure nel margine australiano orientale, ormai non più attivo dal terziario inferiore, che ha una lunga storia di bacini che si aprono e si richiudono (Gomes et al, 2026) e persino il mar del Giappone sta iniziando a contrarsi (Okamura et al, 1995). Nel Tirreno meridionale sta succedendo la stessa cosa e lo evidenzia la sismicità.

Oltre alla già citata tettonica compressiva nel mar Ionio a largo delle coste della Calabria, sotto questa regione si genera una consistente attività sismicità generata da sistemi di faglie normali che assecondano il suo sollevamento. Sotto il Tirreno invece troviamo terremoti profondi (da 100 a oltre 500 km di profondità ipocentrale). Come si vede da questa carta questa sismicità profonda si interrompe bruscamente lungo una linea che da Patti si dirige verso NW. Il progressivo approfondimento degli ipocentri evidenzia la presenza della subduzione della placca ionica in direzione NW. A nord della Sicilia, la sismicità diminuisce notevolmente rispetto a quella della Calabria e poco ad E del limite dei terremoti profondi andando verso ovest, da Salina e Lipari andando verso ovest,  i meccanismi focali dei principali eventi registrati sono associati a regimi compressivi con spesso una componente trascorrente. Non solo, ma ad ovest di questa linea, cioè ad ovest di Salina l’attività vulcanica dell’arco eolico è cessata (al di là di Alicudi l’arco eolico prosegue con diversi vulcani sottomarini che non registrano attività).

LA GEODINAMICA ATTUALE E LA PROBABILE INVERSIONE TETTONICA. Insomma, se da un lato il carattere estensionale prevalente del bacino di retroarco tirrenico è ben documentato, dall’altro sismicità e ricerche recenti hanno ipotizzato una recente riorganizzazione del campo di sforzi lungo i suoi margini orientale e meridionale, da cui seguono i movimenti evidenziati in questa carta tratta da Van Hinsbergen et al (2014), dove è chiaramente visibile anche la dispersione dei terranes che formavano Alkapeca.

All’inizio le idee erano quelle della presenza di una tettonica trascorrente ma però poi sì, la componente trascorrente esiste, ma molta parte della deformazione è compressiva a causa dell’avvicinamento fra Africa ed Europa. Sono molti anni ormai che il terremoto di Lisbona del 1755 è stato attribuito ad una incipiente subduzione che sta trasformando in compressivo il margine fra placca africana ed euroasioatica tra le Azzorre e Gibilterra; al proposto Duarte et al (2013) offrono una visione completa della questione. È più recente l’inclusione del Mediterraneo occidentale in questo quadro (in quello orientale il regime di compressione attuale e passato è ben evidente).

Le prime notizie di studi che parlavano di questa inversione mi sono arrivate leggendo le anticipazioni di un lavoro presentato da Rinus Wortel alla assemblea della EGU nel 2011. Ne parlai qui. Poi la cosa è stata sistematizzata in una serie di articoli, fino ad arrivare a Loreto et al (2023): questi Autori documentano l’inversione tettonica in atto nella parte più occidentale della piattaforma siciliana nel settore di Ustica): i sedimenti recenti presentano piegamenti e faglie inverse.

Nello stesso periodo Billi et al (2023) hanno evidenziato come questa situazione rappresenti un tratto di un nuovo limite di placca in formazione tra Africa ed Eurasia, che continuano ad avvicinarsi comprimendo e deformando una vasta area a nord della Sicilia attraverso un nuovo sistema di faglie nella piattaforma continentale, mentre il sistema di convergenza più antico, che aveva contribuito alla costruzione delle catene montuose nell’interno dell’isola ha progressivamente rallentato la propria attività. Ma la velocità di avvicinamento fra i due continenti, secondo questi Autori, è troppo bassa per poter arrivare alla formazione di una nuova zona di subduzione.

La sismicità di questi giorni e tutta quella a nord delle coste sicule da Lipari verso ovest si inseriscono in questo quadro, che unisce quindi il limite fra le due placche nell’Oceano atlantico tra le Azzorre e Gibilterra (in cui è incipiente la formaizone di una nuova zona di subduzione) e il Tirreno tramite una fascia che si estende nel primo entroterra di Marocco e Algeria. All’altezza della Sicilia Orientale questo limite presenta una forte discontinuità perché lo ritroviamo nel Mar Ionio e da lì fino al Mediterraneo orientale.

E NO, IL MARSILI NON C’ENTRA UN TUBO. Come al solito ogni volta che c’è un terremoto nel mar Tirreno ci sono sempre i soliti commenti “è stato il Marsili”. Qualcuno con il punto interrogativo, altri invece lo scrivono con sicurezza. Dal mio punto di vista posso dire di essere stato uno dei primi a parlare del Marsili, addirittura nel 2008, quando non lo conosceva nessuno fuori dall’ambiente geologico.

Purtroppo succede spesso un fatto singolare (ma non troppo): il malcapitato geologo che smentisce un qualsiasi collegamento tra il vulcano e il terremoto appena avvenuto viene aggredito a male parole, e definito il solito laureato spocchioso.

Ovviamente anche in questo caso il Marsili non c’entra un tubo, un po' perché si trova a 30 km di distanza, un po' perché trovo “parecchio difficile” che un vulcano possa essere attivo in una zona in compressione, come appunto dimostra esattamente da quelle parti la cessazoone del vulcanismo nell’arco eolico in quel settore

BIBLIOGRAFIA

Billi et al. (2023). Retracing the Africa-Eurasia nascent convergent boundary in the western Mediterranean based on earthquake and GNSS data. Earth and Planetary Science Letters, 601, 117906.

Duarte et al (2013). Are subduction zones invading the Atlantic? Evidence from the southwest Iberia margin. Geology 41/8. 839–842

Gomes et al (2026). Emplacement of hybrid continental‐oceanic arc terranes without collision: The Devonian Calliope arc (New England Orogen, Australia). Tectonics, 45, e2025TC009022.

Haidar et al (2022). Back-arc dynamics controlled by slab rollback and tearing: A reappraisal of seafloor spreading and kinematic evolution of the Eastern Algero-Balearic basin (western Mediterranean) in the Middle-Late Miocene. Tectonics, 41, e2021TC006877

Matenco, L.; Krézsek, C.; Merten, S.; Schmid, S.; Cloetingh, S.; Andriessen, P. Characteristics of collisional orogens with low topographic build-up: An example from the Carpathians. Terra Nova 2010, 22, 155–165.

Michard et al (2023) Late extension of a passive margin coeval with subduction

of the adjacent slab: The Western Alps and Maghrebides files. Earth Sciences Bulletin 2023, 194, 14

Okamura, Y.; Watanabe, M.; Morijiri, R.; Satoh, M. Rifting and basin inversion in the eastern margin of the Japan Sea. Island Arc 1995, 4, 166–181.

Polonia et al (2012).Turbidite paleoseismology in the Calabrian Arc Subduction Complex (Ionian Sea). Geochemistry Geophysics Geosystems 14/1

van Hinsbergen et al (2014). Origin and consequences of western Mediterranean subduction, rollback, and slab segmentation. Tectonics, 33,393-419

Ventura et al (2013). The Marsili Ridge (Southern Tyrrhenian Sea, Italy): An island-arc volcanic complex emplaced on a ‘relict’back-arc basin. Earth Sci. Rev, 116, 85–94

Viti et al (2009). Generation of Trench-Arc-Back Arc Systems in The Western Mediterranean Region driven by plate convergence. Ital.J.Geosci.128/1, 89-106

una scoperta epocale: uno pterosauro erbivoro che costringe a rivalutare l’ecologia di un intero gruppo di rettili volanti

Le faune di Jehol, in Cina, continuano a stupire. La scoperta del giorno è uno pterosauro appartentente al clade dei tapejaridi, forse arboricoli. La dieta di questo gruppo è sempre stata molto dibattuta anche perché il loro apparato boccale, strordinariamente simile a quella dei pappagalli, ha fatto balenare a qualcuno l’idea che questi pterosauri fossero erbivori. Ma per molti studiosi gli pterosauri erano esclusivamente carnivori o piscivori. È appena uscito un articolo in cui esaminando lo stomaco di uno dei tanti fossili di Jehol, appunto un tapejaride sono state trovate tracce evidenti di una alimentazione a base di vegetali “duri”. Questo potrebbe portare a rivalutare lo stile alimentare non solo degli altri tapejaridi, ma anche di altri pterosauri.

GLI PTEROSAURI, UN CLADE ICONICO. Non c’è alcun dubbio sul fatto che i rettili volanti mesozoici siano radicati nell’immaginario popolare e per questo sono spesso ritratti in libri e film. Includono i più grandi animali volanti mai conosciuti in una storia evolutiva durata più di 150 milioni di anni, tra il Triassico superiore e la fine del Cretaceo. Sono stati non solo i primi, ma anche i più grandi vertebrati ad aver sviluppato il volo a motore, ma rappresentano anche l'unico grande gruppo di vertebrati volanti attivi che si è estinto. Nel Mesozoico vivevano anche diversi mammiferi non placentati volatori come Volaticotherium antiquum (Meng et al, 2006), i quali però non risultano essere mai andati oltre alla fase del volo planato.

Come ho fatto notare in questo post dopo un lungo periodo in cui l'origine di questo clade è stata molto dibattuta, le ultime ricerche hanno confermato la stretta parentela fra rettili volanti, dinosauri e un terzo gruppo di arcosauri triassici, i Lagerpetidi, classici esempi di arcosauri bipedi (Baron, 2021).

Gli pterosauri, fra i quali sono ovviamente compresi anche pteranodonti e pterodattili, sono stati i protagonisti di una delle principali radiazioni evolutive negli ecosistemi terrestri dell'era mesozoica, occupando nicchie ecologiche in cui erano importanti sia il volo che la camminata (quadrupede, anche se a qualcuno pare strano!!). Questo duplice adattamento ha portato a una vasta gamma di strategie di alimentazione, tra cui lo sviluppo di denti aghiformi per alimentarsi filtrando l’acqua, o musi dotati di un becco analogamente agli uccelli moderni.

CARNIVORI CHE DIVENTANO ERBIVORI. Non è infrequente il passaggio di alcuni gruppi di vertebrati carnivori ad una alimentazione vegetale, per esempio passando da una fase intermedia insettivora. All’inizio di Scienzeedintorni mi sono occupato della storia delle lucertole di Pod Mrcaru, un’isola della Dalmazia in cui prima dello scoppio della guerra della Jugoslavia fu introdotta una piccola popolazione della classica lucertola italiana Podarcis siculus. Quando dopo i duri anni della guerra i ricercatori tornarono nell’isola, vi trovarono delle lucertole molto diverse e solo le analisi genetiche dimostrarono che erano le discendenti di quelle introdotte pochi anni prima perchè da insetttivore diventarono erbivore in pochissime generazioni sviluppando delle caratteristiche dell’apparato boccale e digerente completamente nuove. 

Nei mammiferi carnivori basta pensare alla dieta molto variegata degli orsi, fino ad arrivare a specie totalmente erbivore come il panda. Addirittura ci sono specie dalla dieta rigidamente vegetale anche fra i dinosauri teropodi: mi risulta che il primo di questi animali ad essere stato riconosciuto come tale sia stato Chilesaurus diegosuarezi (Novas et al, 2025), un tetanuro della fine del Giurassico. I tetanuri comprendono anche i successivi celurosauri, quindi anche tirannosauri, dinosauri aviani e – di conseguenza - gli uccelli. Insomma, c’erano dei panda anche nei dinosauri teropodi, specialmente in quelli aviani, fra i quali una dieta vegetariana è stata spesso riconosciuta. Aggiungo che proprio in questi ultimi giorni Funston et al (2026) hanno descritto Infernogallus jamesi, un celurosauro oviraptoride del Cretaceo superiore il quale, anzichè nutrirsi di carne, era – diciamo così – neanche vegano, ma addirittura fruttariano (una interessante ricaduta della espansione delle angiosperme).

LA DIETA DEGLI PTEROSAURI. Venendo a questi arcosauri, la nozione comunemente accettata è stato sempre quella secondo la quale gli pterosauri si nutrissero di prede animali, dai rettili ai pesci, fino agli insetti. I cinque casi finora noti di contenuti gastrici nei fossili di pterosauro confermano tale visione: tutti appartengono al genere Rhamphorhynchus (Giurassico superiore) e attestano un'alimentazione a base di pesce. Naturalmente si tratta di un campione estremamente limitato, per di più in un gruppo, i rhamphorinchidi, nel quale la forma dei denti lasciava pochi dubbi su cosa mangiassero. Tuttavia, alcuni ricercatori avevano ipotizzato – basandosi su caratteristiche anatomiche come la forma e le dimensioni del becco – che certe specie potessero nutrirsi di vegetali (Bestwick et al, 2018). Ad esempio, degli pterosauri privi di denti, i tapejaridi, possedevano becchi simili a quelli dei pappagalli apparentemente adatti a triturare frutti, noci e semi. Ma tali indizi indiretti non erano stati sufficienti a convincere la maggior parte degli studiosi e sempre Bestwick et al (2018) segnalano una vasta gamma di ipotesi avanzate nel tempo sulla dieta di questi pterosauri, in pratica tutto e il contrario di tutto: erbivori/frugivori, durofagi, carnivori, piscivori e insettivori.

l'esemplare  studiato di Sinopterus atavismus

LA NUOVA SCOPERTA: LO STOMACO DI UN  SINOPTERUS ATAVISMUS. Il nuovo studio è incentrato su Sinopterus atavismus, uno pterosauro che, appunto, appartiene ai tapejaridi. Si tratta di una specie che in età adulta poteva raggiungere un'apertura alare compresa tra i 2 e i 4 metri. Questo esemplare è un giovane con un'apertura alare di 1,5 metri, descritto per la prima volta da Zhang et al (2019).

La specie proviene dal biota di Jehol, nel nord-est della Cina, un'area celebre per i suoi fossili eccezionalmente ben conservati (ne ho parlato qui). Jehol si può definire una Pompei del Cretaceo (scusatemi se anche io commetto l’abuso di pompeizzare le cose…). Tra 133 e 120 milioni di anni fa (quindi Hauteriviano e Barremiano, parte media del Cretaceo inferiore) la regione era costellata di laghi tranquilli e zone umide, periodicamente ricoperti dalla cenere emessa dalla forte attività vulcanica connessa alla formazione dell’ orogene di Dabie, conseguenza dello scontro fra Cina settentrionale e Cina meridionale. A più riprese ceneri vulcaniche hanno ricoperto il fondo di alcuni laghi, intrappolando sul fondo gli animali che vi vivevano e le carcasse di altri animali che vi erano finite per i più vari motivi.

In particolare il sigillamento in un ambiente privo di ossigeno dentro un sedimento finissimo ci ha fornito 3 orizzonti stratigrafici nei quali è conservata una incredibile moltitudine di reperti completi o quasi di insetti, invertebrati acquatici, pesci, anfibi, tartarughe, coristoderi, lucertole, dinosauri, uccelli e mammiferi, oltre a piante di ogni genere. A causa di queste caratteristiche del sedimento, i fossili rinvenuti in quest'area conservano talvolta non solo le ossa, ma anche tracce di colore, tessuti molli o il contenuto dello stomaco. Un autentico bengodi della paleontologia e soprattutto una finestra abbastanza precisa sulla vita di quella regione a quel tempo.

L'esemplare di Sinopterus atavismus in questione presenta, come spesso succede a Jehol, uno stomaco chiaramente distinguibile, contenente quelli che sembravano residui alimentari. Per analizzare il reperto con maggiore dettaglio Jiang et al (2026) hanno utilizzato una serie di radiografie ad alta risoluzione effettuate da diverse angolazioni. Lo stomaco conteneva due tipi di minerali mai osservati prima nei fossili di pterosauri:

• in alto numerosi cristalli di quarzo, presenti soprattutto nel ventriglio, parte dello stomaco degli arcosauri (quindi dinosauri, uccelli e coccodrilli) fornita di potenti muscoli in grado di triturare cibi durissimi che avevano anche i dinosauri
• in basso centinaia di fitoliti, piccoli depositi minerali che si formano tra le cellule vegetali in crescita.

Entrambi gli elementi suggeriscono con forza un'alimentazione di tipo erbivoro perché:

• il quarzo si trova spesso nei gastroliti, le pietre che molti animali moderni – come uccelli e rettili – accumulano nel ventriglio o nello stomaco per facilitare la triturazione di alimenti duri, come i vegetali.
• i fitoliti sono tipici degli stomaci degli animali erbivori

La presenza nello stomaco dello pterosauro di quarzo e fitoliti non può che fornire prove dirette del suo stile di alimentazione erbivoro. Quindi è probabile che la somiglianza fra i becchi dei tapejaridi e quelli dei pappagalli rifletta preferenze alimentari simili, rappresenti un classico caso di evoluzione convergente.

In genere è difficile ricondurre i fitoliti a piante specifiche, ma a Jehol, dato lo stato di conservazione si può: quelli rinvenuti nello stomaco di Sinopterus atavismus sembrano provenire principalmente da piante legnose, con una minoranza riconducibile a piante da fiore o conifere.

Questa scoperta, avendo sdoganato un comportamento erbivoro in uno pterosauro, potrebbe forse portare a rivalutare l’alimentazione di altri esponenti di questo affascinante clade.

BIBLIOGRAFIA

Baron (2021). The origin of Pterosaurs. Earth-Science Reviews 221-103777

Bestwick et al (2018). Pterosaur dietary hypotheses: a review of ideas and approaches. Biol Rev 2018;93:2021–48

Funston et al (2026). Fruit-eating adaptations in a Late Cretaceous oviraptorosaur (Theropoda). Nature communication in press

Meng et al (2006). A Mesozoic gliding mammal from northeastern China. Nature 444, 889–893

Novas et al (2015). An enigmatic plant-eating theropod from the Late Jurassic period of Chile. Nature 522, 321-324

Zhang et al. (2019). New material of Sinopterus (Pterosauria, Tapejaridae) from the Early Cretaceous Jehol Biota of China. An Acad Bras Cienc 2019;91:e20180756

le due grandi masse "anomale" alla base del mantello, la loro influenza sulla tettonica globale e le ipotesi sulla loro origine, fra cui quella extraterrestre

Nelle varie immagini che vediamo su libri e articoli la Terra è rappresenta in genere “a cipolla”, con tre semplici strati (crosta, mantello e nucleo). In realtà la situazione è più complessa, come ha dimostrato la
tomografia sismica, una tecnica che usa le onde sismiche per fare – diciamo così – una TAC della Terra: con questa tecnica è stato rivelato un mondo interno molto più complesso e affascinante: oltre a diverse variazioni in tutto il suo spessore, la parte più profonda del mantello terrestre ospita due vaste province caratterizzate da aree con velocità estremamente ridotte delle onde sismiche e che sembrano presentare delle firme geochimiche distinte rispetto al mantello circostante, note con l’acronimo di LLSVP (Large Low Shear Velocity Provinces). Centrate una sotto l’Africa e l’altra sotto il Pacifico, potrebbero aver svolto un ruolo molto importante nella storia tettonica del nostro pianeta, in quanto i loro limiti appaiono correlati con le Large Igneous Provinces e con gli eventi che hanno portato alla rottura e separazione di masse continentali. Tuttavia, la loro origine rimane un enigma. Al momento ci sono alcune soluzioni possibili delle quali due puramente terrestri; di recente ne è stata avanzata una terza molto affascinante, secondo la quale le LLSVP sarebbero correlate con l’impatto che avrebbe provocato la formazione della Luna.

LE LLSVP, DUE ZONE PARTICOLARI ALLA BASE DEL MANTELLO. Le immagini sismiche dell'interno della Terra hanno rivelato due anomalie di dimensioni colossali alla base del mantello terrestre, caratterizzate da basse velocità sismiche, note per questo come Large Low-Velocity Provinces (LLVP) o – meglio - LLSVP (Large Low Shear Velocity Provinces – province a bassa velocità delle onde di taglio). 

Si trovano la prima sotto l'Africa e la seconda sotto l’Oceano Pacifico e sono state battezzate con degli acronimi (per questo sono indicati in maiuscolo) che ricordano due illustri scienziati, fra i teorizzatori della tettonica a placche: quella sotto l’Africa è soprannominata TUZO, in onore di John Tuzo Wilson (1908 – 1993) e la seconda JASON, in onore di Jason Morgan (1995-2023). Le vediamo nell'immagine tratta da Niu (2018).

La sigla LLSVP denota la loro caratteristica tomografica principale e cioè la bassa velocità delle onde S, le onde di taglio (Garnero et al., 2016).

Queste due masse, grandi quanto continenti, si trovano appena sopra il nucleo terrestre e sulla base di dati sismici, geochimici e di fisica dei minerali, sta emergendo l'idea che si tratti di due “oggetti” ben distinti rispetto al mantello circostante, in particolare più densi. Inoltre ci sono importanti indicazioni sul fatto che siano rimasti stabili nel tempo e nello spazio.

Per Garnero et al. (2016), nonostante la stabilità spaziale e temporale, la composizione delle LLSVP viene modificata nel tempo da processi di rimescolamento e reazioni chimiche con il materiale del mantello circostante, del nucleo sottostante e, potenzialmente, con elementi volatili trasportati nelle profondità terrestri dalle placche in subduzione.

LLSVP, GEODINAMICA E GEOCHIMICA. La geodinamica suggerisce che le LLSVP non siano masse passive, ma elementi chiave che influenzano le dinamiche del pianeta perché esistono due coincidenze spaziali:

• le principali zone di subduzione, come la Cintura di fuoco del Pacifico, sembrano essere delimitate dai flussi discendenti ai margini esterni di queste strutture (come se fossero il "cimitero" delle placche tettoniche)
• c’è un collegamento spazio-temporale fra i margini delle LLSVP, i punti caldo (Hotspot), le Large Igneous Provinces e i processi che hanno portato alla fratturazione dei continenti e alla successiva apertura di un oceano
• molte lave di hotspot, quelle appartenenti alle serie dei basalti delle isole oceaniche (OIB) che incorporano materiali provenienti dalle LLSVP contengono componenti dal chimismo tipico dei materiali di origine nebulare e mostrano rapporti isotopici simili a quelli dei basalti dei mari lunari. 

LARGE IGNEOUS PROVINCES E LLSVP. Merita un approfondimento la coincidenza significativa sul rapporto fra queste masse profonde, i pennacchi del mantello (mantle plumes) che risalgono dai loro margini e le Large Igneous Provinces (LIP). Un esempio classico è l'hotspot delle Hawaii, che coincide in modo spettacolare con il margine settentrionale della LLSVP del Pacifico.

Ho parlato spesso delle Large Igneous Provinces: si tratta di quantità enormi di magmi basaltici e materiali associati (centinaia di migliaia se non milioni di km cubi di magma) che si mettono in posto in poche decine di migliaia di anni e che hanno svolto un ruolo mica da ridere anche sull’evoluzione della vita, essendoci una chiara correlazione con le estinzioni di massa.

Le due LLSVP sono anche note come African Swell e Pacific Swell: il termine swell (letteralmente: rigonfiamento) focalizza in modo particolare questa coincidenza (ma sarà davvero una coincidenza o è una conseguenza della loro presenza?): è evidente il fatto che quando si sono messe in posto la maggior parte delle Large Igneous Provinces e delle kimberliti, i mantle plume da cui si sono originate si trovavano ai margini delle LLSVP (Thorsvik et al, 2007). 

Plumes, Kimberliti e LIP possono essere considerate le prime fasi di un processo che – se non si interrompe – porta alla rottura di una massa continentale e alla formazione di un nuovo oceano fra i due blocchi: 

1. nel primo stadio da un plumes risalgono le Kimberliti
2. aumentando il quantitativo di magmi disponibili si mette in posto una LIP
3. poi si separano i due blocchi 
4. alla fine si apre l’oceano.

Questo è particolarmente evidente se consideriamo la storia del supercontinente esistente a cavallo la fine del Neoproterozoico e l’inizio del Paleozoico tra 600 e 500 milioni di anni fa, normalmente indicato come Gondwana.

Annoto di nuovo come questa denominazione non mi piaccia perché, come ho già scritto svariate volte (per esempio qui) possa trarre in inganno in quanto è molto comune (e logico) pensare al Gondwana come il continente Permo – Triassico formato da Sud America, Afro-Arabia, Madagascar, India, Australia e Antartide. Invece il Gondwana di 500 milioni di anni fa comprendeva quasi tutte le terre emerse (a parte Siberia e Baltica). Per questo concorderei con Powell e Dalziel che lo hanno indicato come “Pannotia”, evitando così una certa confusione fra la sua configurazione cambriana e quella permiana. Come succede sempre un supercontinente tende ad iniziare al sua frammentazione ancora prima di quando finisca la sua agglomerazione (Santosh et al, 2009) e in pratica la tettonica degli ultimi 500 milioni di anni si potrebbe riassumere così: una perdita di pezzi da parte del supercontinente meridionale (Gondwana o Pannotia, come volete...) che a poco a poco si stanno riagglomerando in un continente settentrionale (a parte l’Antartide).

Insomma, da quando si è aggregata, Pannotia ha cominciato a perdere pezzi, in genere subito dopo la messa in posto di Large Igneous Provinces (ad esempio la separazione con i terreni cimmerici, quelli che tra Turchia, Iran e Himalaya formavano prima dell’arrivo dell’India tutto il margine SW dell’Asia). Ma la cosa più evidente del rapporto fra LLSVP, LIP e frattura dei continenti è il Gondwana del Mesozoico: dopo centinaia di milioni di anni in cui era tutto tranquillo, appena i movimenti delle pacche portano il Gondwana dalle alte latitudini meridionali sopra TUZO la LLSVP oggi sotto l’Africa. Il continente si disintegra praticamente all’improvviso in un tripudio di Large Igneous Provinces e, direi non casualmente, la prima parte a rompersi è stata quella settentrionale dove si erano appena scontrate Euroamerica e Gondwana settentrionale… (ne ho parlato qui).

LE POSSIBILI SPIEGAZIONI SU ORIGINE E COMPOSIZIONE DELLE LLSVP. Per decenni le LLSVP hanno sfidato le spiegazioni più semplici sulla formazione del pianeta e fino ad oggi le ipotesi sulla loro origine si sono mosse su due filoni distinti, come si vede dalla figura qui sopra:

a. residui della differenziazione primordiale della Terra (Labrisse et al., 2007)

b. accumuli di crosta oceanica in subduzione (Christensen et al., 1994)

a. segregazione di crosta oceanica durante la convezione del mantello. È una idea che è stata sviluppata da Christensen e Hofmann (1994), ma che è stata ripresa successivamente, per esempio anche dal già citato ha recentemente adottato anche Niu (2018). Quando la crosta oceanica subduce in profondità, subisce delle trasformazioni in associazioni minerali dense che per gravità possono arrivare fino alla base del mantello, dove, rimanendo riescono a sviluppare una particolare firma isotopica prima di essere coinvolti nella risalita di plumes del mantello. Secondo gli Autori è questo che consente quella firma geochimica particolare di molti basalti delle isole oceaniche. 

Dal mio punto di vista questa soluzione da un lato può spiegare bene la maggiore densità delle LLSVP, ma la trovo debole da altri due punti di vista:

• la strana composizione isotopica dei basalti delle isole oceaniche ad esse associati
• questa ipotesi necessita di una tettonica a placche continua da oltre 3,5 miliardi di anni, cosa che oggi è fortemente in dubbio (ne ho parlato qui)

b. differenziazione di un oceano di magma basale formatosi precocemente. Anche in questo caso dopo la prima formulazione ci sono state altre ricerche ispirate a questa ipotesi. Ad esempio Deng et al (2025) hanno utilizzato modelli termodinamici e geodinamici combinati per studiare la cristallizzazione della parte basale dell’oceano di magma primordiale, continuamente contaminata da ossidi provenienti dal nucleo.

La ​​modellazione ha dimostrato che:

• il mantello derivante dalla solidificazione di tale oceano di magma contaminato può portare alla formazione di strutture nel mantello profondo coerenti con le grandi province a bassa velocità (LLSVP).
• questi materiali risalgono come plumes nella parte solida sottostante all’oceano di magma, nel quale si possono diffondere
• la parte basale dell'oceano di magma contaminata eredita così dal nucleo le composizioni isotopiche di silicio, tungsteno ed elio e mostra arricchimenti in elementi in tracce

Questa soluzione giustifica molto bene la firma geochimica sorprendente di quei basalti delle isole oceaniche (OIB) e la trovo ben più convincente della precedente.

LE LLSV COME RESTI DI THEIA, IL PLANETESIMO CHE HA IMPATTATO SULLA TERRA CON LA SUCCESSIVA FORMAZIONE DELLA LUNA. La strana firma geochimica dei basalti delle isole oceaniche OIB suggerirebbe, in modo un po' intrigante, che le LLSVP conservino volatili provenienti dalla nebulosa primordiale dalla quale si è formato il Sistema Solare. Il problema è che la presenza di tali volatili non è facilmente spiegabile attraverso la successiva differenziazione terrestre avvenuta dopo la formazione della Luna. 

Qualche anno fa è stata avanzata una sorprendente soluzione. Attualmente è “ampiamente accettata” l’ipotesi secondo la quale la Luna si sia formata in seguito a un cataclisma violento: 4,5 miliardi di anni fa, un protopianeta chiamato Theia si scontrò con la giovane Terra. Una parte dei detriti dell’impatto si sono addensati formando la Luna, ma se non tutta Theia si è volatilizzata nell’impatto vuol dire che qualcosa è rimasto attualmente dentro la Terra.

Yuan et al. (2023) partono da modelli secondo i quali, sulla base del maggiore contenuto di FeO osservato nella Luna il mantello di Theia sarebbe stato intrinsecamente più denso del 2,0–3,5% rispetto al mantello della proto-Terra. Se una frazione di materiale del mantello di Theia fosse penetrata nel mantello terrestre post-impatto, questo materiale, in gran parte fuso, potrebbe essersi successivamente solidificato e inabissato fino alla porzione più profonda del mantello terrestre semplicemente proprio per la sua maggiore densità. Quindi gli Autori suggeriscono che queste gigantesche anomalie siano in realtà resti intatti del mantello di Theia, ricco di ferro, sprofondati dopo l'impatto e sopravvissuti fino a oggi.

Yuan et al (2023): come si sono formate le LLSVP secondo l'ipotesi extraterrestre

Questa idea è molto suggestiva, ed ha il vantaggio di spiegare abbastanza facilmente le caratteristiche particolari delle LLSVP, sia geofisiche che geochimiche.

Nel caso che Yuan et al (2023) avessero ragione, a causa delle evidenti relazioni fra LLSVP e Large Igneous Provinces, si dovrebbe concludere che l’impatto di Theia continui ad avere conseguenze sulla tettonica terrestre dopo 4 miliardi e mezzo di anni. Anzi, senza l’impatto la superficie terrestre e la distribuzione delle masse continentali sarebbe estremamente diversa da quella che vediamo oggi. E anche l’evoluzione della vita sul nostro pianeta

BIBLIOGRAFIA

Christensen e Hofmann (1994). Segregation of subducted oceanic crust in the convecting mantle J. of Geoph.Res. 99, B10, 19867-19884

Deng et al (2025). Deep mantle heterogeneities formed through a basal magma ocean contaminated by core exsolution. Nature Geoscience 18/10, 1056–1062

Garnero et al (2016). Continent-sized anomalous zones with low seismic velocity at the base of Earth’s mantle. Nature. Geoscience. 9, 481–489

Liu (2018). Origin of the LLSVPs at the base of the mantle is a consequence of plate

tectonics e A petrological and geochemical perspective. Geoscience Frontiers 9 (2018) 1265e1278

Niu (2018). Origin of the LLSVPs at the base of the mantle is a consequence of plate

tectonics – A petrological and geochemical perspective. Geoscience Frontiers 9, 1265e1278

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


Santosh et al (2009). The making and breaking of supercontinents: Some speculations based on superplumes, super downwelling and the role of tectosphere. Gondwana Research 15 (2009) 324–341

Torsvik et al. (2007). Long term stability in deep mantle structure: Evidence from the ~300 Ma Skagerrak-Centered Large Igneous Province. Earth and Planetary Science Letters 267 (2008) 444 – 452

Yuan et al (2023). Moon-forming impactor as a source of Earth’s basal mantle anomalies. Nature 623, 95–99

Panama e il terremoto M 7.7 del 9 ottobre 2026 nella penisola di Azuero

Il meccanismo focale del terremoto M 7. 7 della penisola di Azuero testimonia che il sisma si è prodotto lungo una faglia trascorrente. Delle due soluzioni possibili sull’orientazione della struttura WNW-ESE e NNE-SSW, gli epicentri delle repliche evidenzino una faglia in direzione WNW - ESE. La candidata ideale è quindi la faglia Azuero-Sona. Si tratta di un lineamento importante, evidente persino in carte a grande scala, talmente evidente da essere stata individuata utilizzando le immagini satellitari già negli ann ‘90, già rconosciuto attivo e capace di provocare terremoti come questo, ma sostanzialmente priva di sismicità stoica accertata.Per chi si interessa di terremoti un evento lungo una faglia trascorrente di quella portata evoca brutti fantasmi anche molto recenti: Turchia 2023, Myanmar 2025 e pochi mesi fa Venezuela, per non ricordare il disastro di Haiti del 2010. E il PAGER di USGS era estremamente preoccupante. In realtà il bilancio potrebbe essere molto meno negativo del paventato, perché, anche se probabilmente il quadro non è definitivo (immagino che le numerose interruzioni nelle vie di comunicazione rendano complesso raggiungere gli abitati più isolati). Insomma, la situazione pare essere simile a quella del recente terremoto M7.3 a largo del Chapas: anche lì le conseguenze sono state minori rispetto a quanto avrebbe potuto essere.

GEOTETTONICA DEL PANAMA. L’istmo di Panama è una delle zone più iconiche esistenti al mondo dal punto di vista biogeografico: le due Americhe erano separate fino a 2,7 milioni di anni fa, quando però a causa della convergenza fra le placca Caraibica e Sudamericana da un lato e quelle delle Cocos e di Nazca dall’altro, il sollevamento dell’area panamense ne ha provocato l’emersione, collegando le due Americhe. Dal punto di vista biotico questo ha provocato da un lato la separazione delle faune del Pacifico da quelle dei Caraibi e dell’Atlantico e dall’altro nel nuovo ponte continentale il grande interscambio americano: le due Americhe si sono scambiatele faune, con esiti decisamente tragici per quelle sudamericane, che sono state quasi del tutto soppiantate dai più performanti placentati nordamericani: l'America Meridionale ha vissuto isolata da quando si è separata dall'Africa e vi si era sviluppato dalla fine del Cretaceo un bioma autoctono al quale si sono integrati successivamente caviomorfi e scimmie platirrine, arrivati sul continente in maniera ancora non chiara una quarantina di milioni di anni fa.
Gli ungulati sudamericani, lontani parenti dei perissodattili (cavalli e rinoceronti) hanno condiviso il continente con altre forme tipiche, fra cui i placentati xenarthri e con una serie di predatori, che erano principalmente uccelli carnivori o mammiferi marsupiali. Oltre ai classici depositi fluviolacustri, le tante eruzioni esplosive dei vulcani andini hanno consentito la fossilizzazione alla base di depositi tufacei, per cui esiste una documentazione fossile di queste faune al punto tale che sono stati istituiti oltre 250 generi di questi mammiferi, il che ci dà un'idea della loro biodiversità.
In senso contraro, pochi animali originari del Sudamerica sono sopravvissuti nel continente e sono pochi quelli che si sono spostati nel Nordamerica, fra i quali opossum, scimmie, coccodrilliformi e l’iconico ed estinto Titanis wallneri, un uccello carinivoro feroce parente delle gru, alto fino a 2 metri e mezzo.

                                  epicentri dei terremoti a Panama negli ultimi 30 anni confrontati
                                   in basso con quello del 9 ottobre 2026 e delle sue repliche 

Veniamo alla geotettonica, ben visibile nella carta ricavata da Rockwell et al (2010). Panama è più o meno orientato in direzione Est – ovest. Le parti centrale e orientale del Paese possono essere considerate insieme una microplacca a se stante (la microplacca di Panama) compressa tra la Placca Caraibica (da cui si è differenziata nel corso della storia) a nord e quelle delle Cocos e di Nazca a sud. La sismicità è controllata principalmente dal Punto Triplo di Panama (PTJ), dove le placche di Cocos e Nazca che convergono appunto con essa sono separate fra loro da quella che viene chiamata zona di frattura di Panama, ma che in realtà è un limite di placca trasforme e quindi un termine più esatto sarebbe faglia di Panama.

Inoltre, tanto per complicare la situazione, la regione rappresenta un classico esempio di limiti di placca costituti da ampie zone di deformazione diffusa, anziché da fasce strette e ben definite.

Per questo, intorno alla Microplacca di Panama troviamo:

• a nord la fascia di deformazione del Panama settentrionale (NPDB) dove la placca caraibica si immerge sotto quella panamense. Ci sono diverse indicazioni in base alle quali questa fascia in deformazione si sta evolvendo in una vera zona di subduzione (Wagner et al, 2025)
• a sud la fascia di deformazone di Panama Meridionale (SPDB), che assorbe l'interazione al confine tra la Placca di Nazca e la Microplacca di Panama; è una interazione complessa e presenta una forte componente trascorrente, per poi raccordarsi con il sistema di subduzione che si estende lungo il margine pacifico del Sud America. Più a largo della zona di deformazione c’è una zona di subduzione fossile.

Quindi al loro interno questi limiti di placca sono molto eterogenei e questa eterogeneità la si sconta con la complessità della deformazione, molto variabile anche a distanze piuttosto brevi.

LA SISMICITÀ DI PANAMA E LA FAGLIA AZUERO - SONÀ. Questo stato è sicuramente il meno sismico della costa pacifica del Centro e del Sud America, anche se nella sua breve storia documentata ha sperimentato diversi terremoti con M superiore a 7, quasi tutti nella zona di confine occidentale con la Costa Rica, collegati alla zona di subduzione del Centroamerica. Dalla zona di frattura di Panama verso est invece, dove la subduzione è sostituita dalla zona di deformazione sud panamense la sismicità è più rara e meno intensa e riprende nei pressi del confine orientale del Paese con la Colombia.

Attualmente, come si vede dalla carta, le fasce con la maggior sismicità “di fondo” sono la zona di subduzione del Centroamerica e la zona di frattura di Panama (che, insisto, sarebbe stato meglio chiamare faglia di Panama), per la quale negli ultimi 30 anni i dati USGS riportano ben 17 eventi con M compresa fra 6 e 7. È possibile che in epoca pre-strumentale lì siano avvenuti terremoti forti, rimasti sconosciuti semplicemente perché avvenuti lontano dalla costa. Nelle due fasce di deformazione la sismicità “di fondo” è decisamente ridotta, ma è interessante notare comunque come il più forte terremoto storico del Panama (Ms 8.3 del 1882 - San Blas Islands) si avvenuto proprio nella zona di deformazione nordpanamense.

E per quanto riguarda la faglia Azuero – Sonà e la penisola di Azuero in generale cosa possiamo dire? Che negli ultimi 30 anni ci sono stati alcuni eventi con M tra 4 e 5 nella parte più orientale: è una sismicità che si collega con quella della Fascia di deformazione sudpanamense, di cui la Azuero – Sonà è sostanzialmente una estensione. Comunque, confrontiamo la carta in alto con quella in basso, dove gli epicentri del terremoto del 9 ottobre e delle sue repliche sono indicati con  pallini viola: non è che negli ultimi 30 anni di terremoti nell'area ce ne siano stati tanti, specialmente nella sua parte occidentale, quella nella penisola di Sonà. Per cui con il senno di poi potremmo dire che le penisole di Sonà e Azuero fossero sede di un gap sismico. 

La penisola di Azuero per i geo-nerd è un posto fantastico, con rocce metamorfiche formatesi in profondità riesumate da poco a causa del sollevamento della regione, sedimenti e rocce magmatiche di varie età (compresa la Large Igneous Province cretacea dei Caraibi) fino addirittura a resti di isole vulcaniche appartenenti al punto caldo delle Galapagos, da cui si sono allontanate per l’espansione de fondi oceanici. Invidio gente come quelli che hanno studiato l'area e l'hanno così ben descritta (Ortiz-Guerrero et al, 2024)

La faglia trascorrente sinistra Azuero – Sonà è stata definito utilizzando soprattutto immagini satellitari da Corrigan e Mann (1990) perché è ben individuabile dalla presenza di una importante scarpata morfologica. Questi Autori hanno inoltre ipotizzato la presenza di una fascia di deformazione larga una quarantina di km. Il movimento trascorrente sinistro è chiaramente riconoscibile anche nella penisola di Soná, il termine occidentale della faglia, grazie a una curvatura con andamento "a gradino" verso destra (right-stepping).

Nonostante la sismicità recente, debole e come si è visto concentrata solo nella parte orientale, sono state fornite in passato indicazioni sul fatto che è si trattasse di una struttura ancora attiva (come il terremoto del 9 ottobre ha poi dimostrato) perché Rockwell et al (2010) utilizzando i dati GPS hanno individuato uno scorrimento asimico orizzontale lungo la faglia compreso tra 5 e 7 mm/anno, a cui si aggiunge una importante componente verticale. Inoltre Vergara Munoz (1989) ha stabilito un tempo di ritorno di 160 anni per un terremoto di M 7 su questa faglia (e questo rafforza l'idea che eravamo davanti ad un gap sismico). Questa frequenza implicherebbe la presenza di terremoti importanti nella penisola di Azuero dopo la colonizzazione spagnola, di cu però non ho trovato traccia in letteratura. La spiegazione migliore del fatto che sono avvenuti ma non sono ricordati è appunto la scarsa densità di popolazione locale e di beni antropici di vario tipo.

Immagino che dopo questo terremoto verrà fatta luce sulla storia recente di questa struttura.

IL TERREMOTO DEL 9 OTTOBRE E LE SUE REPLICHE. Si tratta del più forte terremoto avvenuto Panama dopo il 1882. In genere per terremoti forti e quindi estesi, come epicentro viene indicato il punto in cui ha inizio la rottura. Questo punto si colloca tipicamente a uno degli angoli del rettangolo definito dalle repliche. Una caratteristica di questo terremoto è la presenza di repliche significative su entrambi i lati della scossa principale. I terremoti lungo faglie trascorrenti a volte si comportano in questo modo: anche quello del Myanmar del 2025 presenta una distribuzione del genere, mentre al contrario in quello venezuelano del giugno di quest’anno tutte le repliche principali si trovano a E del punto di inizio della rottura, la cui complessità è visibile nella immagine in cui viene riportato il calcolo della deformazione.

BIBLIOGRAFIA

Corrigan e Marr (1994). Model for late Neogene deformation in Panama. Geology 18, 558-562

Ortiz-Guerrero et al (2024). Crustal structure of the Western Azuero Peninsula, Panama: Insights into the structure of accretionary complexes and forearc ophiolites. International Geology Journal 66/1, 172–195

Rockwell et al (2010). Unhinging an indenter: A new tectonic model for the internal

deformation of Panama. Tectoncs 29, TC4027

Vergara-Munoz (1989). Assessment of Earthquake Hazard in Panama Based on Seismotectonic Regionalization. Natural Hazards 2, 115-131

Wagner et al (2025). Breaking the Caribbean Plate: Subduction initiation beneath the northern margin of Panama. Geophysical Research Letters,52,e2025GL116734