Scoperto il luogo di origine dei grandi monoliti di Stonehenge (o, meglio, di quasi tutti)

Stonehenge è uno dei monumenti preistorici più famosi e più iconici, in cui la parte più evidente è composta dai megaliti, divisi in due tipi diversi e dalla storia geologica e umana molto differente. Delle più piccole “bluestones”, in genere dicchi basaltici a grana grossa (doleriti), sono state persino trovate le cave nel Galles occidentale (a oltre 200 km di distanza!); per quanto riguarda i grandi monoliti, pesanti fino a 35 tonnellate fatti di silcrete o “sarsen”, una roccia estremamente compatta risultato di un processo piuttosto complesso che agisce su rocce o sedimenti già esistenti in condizioni di alto tenore di silice nelle acque meteoriche, gli studiosi si sono spesso cimentati sulla provenienza, ma fino a qualche tempo fa con risultati non definitivi: solo di recente e usando metodi estremamente sofisticati hanno risolto (quasi del tutto, come vedremo) il rebus. Appunto: spero che gli archeologi mi perdoneranno qualche eventuale imprecisione in questa incursione nella loro materia...

Innanzitutto diciamo che se Roma non fu fatta in un giorno, anche Stonehenge è il risultato di una complessa serie di eventi, iniziati nel tardo Neolitico, (2990–2755 a.C) con l'innalzamento di un cerchio di pilastri in pietra di bluestones, all'interno di un fossato circolare. Il monumento assunse la forma di base che conosciamo nella seconda fase (2580-2475 a.C.); nelle 2 fasi successive, avvenute la prima nell’età del rame e la seconda in quella del bronzo, è stata essenzialmente modificata la posizione delle bluestone. L’ultima fase, intorno al 1500 aC e quindi sempre nella età del bronzo è consistita nello scavo di due anelli concentrici di pozzi che però non sono stati mai riempiti con pietre erette come nelle fasi precedenti (mi chiedo se quindi il lavoro fu interrotto per qualche motivo, ma non essendo un archeologo non so quanto la mia idea possa valere...). Un altro cerchio di sarsen, probabilmente di poco più antico, si trova lì vicino, ad Avebury (Parker Pearson, 2016). Nell'immagine la disposizione delle pietre con i relativi numeri. 

LE BLUESTONES. Già un secolo fa appariva certo che le Bluestones fossero doleriti provenienti dal SW del Galles, in particolare da Mynidd Preseli (Bevins et al, 2014). Si tratta di intrusioni a composizione basaltica appartenenti al gruppo vulcanico di Fishguard, una suite magmatica di età di poco superiore a 460 milioni di anni (medio Ordoviciano) composta da una serie di sills (intrusioni suborizzontali) all'interno di una sequenza sedimentaria (gli Abermawr Shales). Probabilmente sono stati eruttati in un ambiente sottomarino nella depressione tettonica in cui si sedimentavano gli Abermawr Shales) e probabilmente i magmi si sono messi in posto incuneandosi lungo le faglie che la delimitavano.

Le bluestones sono state analizzate e nel contempo sono stati anche analizzati dei campioni provenienti dalle località ipotizzate  La cosa interessante è che sono stati anche trovati gli affioramenti da cui provengono alcuni dei monoliti. Soltanto uno di essi (SH42) presenta delle caratteristiche un pò diverse, anche se non "drammaticamente differenti", per cui potrebbe semplicemente appartenere ad un diverso corpo intrusivo (Bevins et al, 2021).

fig. 2 l'area di provenienza delle Bluestones, i sarsen dell'Inghilterra meridionale
e il contorno della fig.4

I SARSEN. La maggior parte delle pietre di Stonehenge sono di silcrete, noto come "sarsen". Di sarsen se ne trovano in Australia e Sudafrica, ma soprattutto questa roccia sedimentaria è diffusa in buona parte dell'Inghilterra meridionale (Bowen e Smith, 1977). Si sono formati attraverso processi ancora poco conosciuti di silicizzazione ad opera delle acque sotterranee di una serie di unità sedimentarie. Nell’attuale Inghilterra questi fenomeni sono avvenuti diverse volte, specialmente nel cretaceo e nel paleogene (Ullyott e Nash, 2004). La loro formazione avviene in climi caldi e dove c’è una abbondante disponibilità di silice, in particolare in ambienti in cui il quarzo è più solubile (Bata, 2016)

È inoltre probabile che i sarsen non abbiano formato strati con una certa estensione areale, ma rappresentino dei nuclei isolati associati al deflusso delle acque sotterranee e per questo oggi si presentano come massi dispersi poggianti principalmente sui gessi mesozoici. Spessore e estensione originali di questi depositi sono sconosciuti, ma le pietre più grandi all'interno dei monumenti preistorici di Stonehenge e Avebury dimostrano che lo spessore poteva raggiungere e oltrepassare il metro e mezzo.

Un problema ulteriore sulla ricostruzione delle dimensioni originali del deposito è che sono stati abbondantemente cavati non solo in tempi preistorici ma, successivamente, per la costruzione di ville romane, chiese medievali, edifici agricoli e strade.

DA DOVE PROVENGONO I SARSEN DI STONEHENGE? Fino a qualche tempo fa la provenienza dei silcrete di Stonehenge è stata incerta, con numerose località proposte per la loro origine, fino al Somerset e al Wiltshire, distanti circa 30 km (siamo sempre e comunque ben più vicini rispetto alle fonti accertate delle "pietre blu" di Stonehenge, a oltre 200 km di distanza nel Galles occidentale). Detto questo, i sarsen rispetto alle bluestone da 1-2 tonnellate, pesano tra le 20 e le 35 tonnellate. Per più di 300 anni, i ricercatori hanno comunque sospettato che le principali fonti dei sarsen fossero depositi di silcrete sempre nel Wiltshire come Stonehenge, precisamente nei Marlborough Downs, 30 km a nord della struttura, anche se per qualcuno era possibile comunque che la fonte fosse locale perché ci sono sarsen anche vicino a Stonehenge (ma il problema è trovarne di così grandi…).

fig.3. La disposizione dei monoliti e dei triliti di Stonehenge.
Si evidenzia la posizione particolare di 26 e 160

LA CAROTA DELLA PIETRA 58 E LA SUA ORIGINE. Durante un programma di restauro a Stonehenge nel 1958, tre pietre di sarsen cadute nel 1797 sono state rimesse a posto e una di queste, la 58, venne carotata. Di questa carota si persero le tracce fino al 2018, quando una parte di essa è stata riconsegnata agli inglesi da un dipendente dell’azienda che aveva eseguito l’operazione. Questa carota, detta "Phillips” dal nome del dipendente della Van Moppes che l’ha restituita, ha consentito di identificarne un secondo pezzo al Museo di Salisbury nel 2019. Degli altri pezzi non si sa ancora nulla.

La carota è stata analizzata nel contenuto degli elementi in traccia e confrontata con le analisi di sarsen di 20 siti dell’Inghilterra meridionale, ben oltre i 30 km di Marlborough Downs. Alla fine la sua geochimica mostra una buona corrispondenza solo con i sarsen ancora presenti a West Woods, nel sud-est dei Marlborough Downs, a circa 25 km dal monumento.

Quindi è stato finalmente stabilito da dove proviene la Pietra 58 (Nash et al 2020).

L’altopiano di West Woods si estende per circa 6 km2, a 220 m sul livello del mare ed è inciso da due strette valli. In quell'area le fosse che servivano a estrarre i sarsen sono molto comuni, perché un tempo vi era una una densa concentrazione di questo litotipo, che è stato cavato nei secoli (anzi, nei millenni), in special modo nel XIX secolo (tuttavia ne rimangono ancora massi piuttosto grandi massi). Da notare che West Woods si trova all'interno di una concentrazione di attività del Neolitico antico, essendo vicino ad Avebury, al recinto rialzato di Knap Hill e a numerosi lunghi tumuli.

E GLI ALTRI SARSEN? A questo punto gli altri sarsen di Stonehenge sono stati sottoposti a una serie di controlli non distruttivi con uno spettrometro portatile a fluorescenza a raggi X che consente di ricavare delle analisi chimiche piuttosto precise. Il risultato delle analisi è che 50 dei 52 sarsen rimanenti nel monumento condividono la stesse caratteristiche, 25 km a nord di Stonehenge, come l'area di origine più probabile per la maggior parte dei sarsen al monumento.

West Woods potrebbe essere stato selezionato come fonte primaria per dimensioni e qualità delle pietre ivi presenti e per la sua posizione su un'altura, ma forse anche perché è la parte più vicina a Stonehenge dei Marlborough Downs. Da notare che nel passato la maggior parte degli archeologi ha cercato le cave di sarsen di Stonehenge sempre nei Marlborough Downs, ma in genere il luogo indicato era 3 km più a nord di West Woods: da notare che già alla fine del XVII secolo l'antiquario John Aubrey aveva postulato un collegamento tra “Overton Wood”, probabilmente un antico nome di West Woods, e Stonehenge (fu lui a scoprire il cerchio di fosse che in suo onore si chiama proprio Aubrey Holes). 

fig. 4: West Woods e i possibili percorsi

IL MISTERO DELLE PIETRE 26 E 60. Nel passato era stata considerata di origine diversa dagli altri sarsen la pietra 96, ma le indagini di Nash et al (2020) lo hanno escluso. Le stesse hanno evidenziato invece che le pietre 26 e 160 sono gli unici due sarsen la cui composizione non corrisponde a quella dei sarsen di West Woods, evidenziandone quindi una diversa origine geografica. La cosa interessante (anzi, direi intrigante) è che si trovano entrambe in una posizione particolare: la Pietra 26 è il montante più settentrionale del cerchio di Sarsen, mentre la Pietra 160b forma l'architrave del trilite più settentrionale. Difficile pensare che questa circostanza sia casuale: probabilmente erano accumunate da una funzione speciale. L’ipotesi più probabile (ma che per adesso non mi risulta dimostrata) è che queste pietre provengano da aree relativamente vicine al sito del monumento (forse è per questo che hanno un posto d’onore?).

IL PERCORSO DEI SARSEN. La provenienza da West Woods dei sarsen individua un'altro possibile itinerario per i trasporto dei sarsen dall'origine a Stonehenge, come si vede dall'ultima figura

Bata (2016): Widespread Development of Silcrete in the Cretaceous and Evolution of the Poaceae Family of Grass Plants. Earth Science Research 5, 2 

Bevins et al (2014): Carn Goedog is the likely major source of Stonehenge doleritic bluestones: evidence based on compatible element geochemistry and Principal Component Analysis. J. Archaeol. Sci. 42, 179–193

Bevins et al (2021) Revisiting the provenance of the Stonehenge bluestones: Refining the provenance of the Group 2 non-spotted dolerites using rare earth element geochemistry Journal of Archaeological Science: Reports 38 - 103083

Bowen e Smith (1977): Sarsen stones in Wessex: the Society’s first investigations in the Evolution of the Landscape Project. Antiquaries Journal 57, 185– 196

Nash et al (2020): Origins of the sarsen megaliths at Stonehenge. Science Advances. 2020; 6:abc0133

Parker Pearson (2016): The sarsen stones of Stonehenge. Proceedings of the Geologists’ Association 127, 363–369

Ulliott e Nash (2006): Micromorphology and geochemistry of groundwater silcretes in the eastern South Downs, UK Sedimentology 53, 387–412 

I lavori recenti sulla geologia di Haiti e i terremoti del 2010 e 2021

Il terremoto di ieri a Haiti, di cui ancora non si conosce la gravità, è stato ancora più forte del terribile evento del 2010, che però aveva un epicentro molto vicino alla capitale. Dal 2010 molti ricercatori hanno studiato la geologia di Haiti e il quadro che ne è venuto fuori è più complesso di quello che prevedeva solo la grande faglia trascorrente Enriquillo - Plantain Garden.

HISPANIOLA: DUE MONDI GEOLOGICAMENTE DIVERSI VENUTI IN CONTATTO DA POCO. L’isola di Hispaniola è più conosciuta con i nomi delle due nazioni in cui è divisa: Haiti e la Repubblica Domenicana. La protagonista principale della geologia di Hispaniola è la faglia Enriquillo – Plantain Garden, che chiamerò in sigla EPGFZ ( Enriquillo – Plantain Garden Fault Zone). Si tratta di una struttura piuttosto lunga e importante che va dalla Giamaica a Hispaniola e che divide dalla placca caraibica una microplacca minore, quella di Gonave; più a Est il limite fra la placca caraibica e quella di Gonave diventa compressivo, contrassegnato fino a Porto Rico dalla fossa di Muertos, come si vede dalla carta di Ten Brink et al (2009) in cui si nota un altro aspetto: la parte orientale di Hispaniola e Porto Rico sono circondate sia a nord che a sud da zone di compressione.

La EPGFZ marca a Hispaniola il limite fra due mondi diversi: a sud la crosta oceanica della placca caraibica e la sua copertura sedimentaria, a nord l'arco vulcanico delle Grandi Antille, che si estende da Cuba alle Isole Vergini, formatosi durante il Cretaceo e l'inizio del Terziario quando la placca nordamericana subduceva verso sud-ovest sotto la placca caraibica (Pindell e Barrett, 1990). 

A partire da 49 milioni di anni fa (eocene inferiore), il movimento relativo della placca è cambiato in direzione quasi est (~ 250 °), è cessato il vulcanismo e la subduzione è diventata molto obliqua con un'ampia componente di scorrimento laterale sinistro. Da allora la direzione della convergenza delle placche è stata abbastanza costante, mentre anche se il vulcanismo era cessato l’arco e le parti che ora si trovano a sud della faglia stessa hanno continuato a subire dei forti episodi di compressione fino al Miocene. Dal Pliocene in poi questo limite compressivo è stato ripreso come fascia di debolezza che adesso assorbe, con componenti sia compressive che trascorrenti, una compressione di circa 7 mm/anno, la metà della convergenza totale fra placca caraibica e placca nordamericana. In buona sostanza, a Hispaniola è avvenuta una transizione fra subduzione e collisione che è proseguita lungo la discontinuità preesistente.

uno dei tanti esempi di come la EPGFZ influisce
 nel paesaggio a Haiti da Saint Flor et al (2020)

Come si vede qui sopra, la EPGFZ incide pesantemente sulla geografia di Hispaniola e segnatamente della sua penisola meridionale, come si vede dalle due carte di Google Maps, una senza e una con la sua traccia. E di evidenze di movimento lungo di essa ce ne sono tantissime, come testimonia il lavoro di Saint Fleur et al (2020): questi Autori hanno mappato in dettaglio la faglia utilizzando fotografie aeree ad alta risoluzione e dati LiDAR, individuando numerose “dorsali di pressione”, formate dalla deformazione indotta dalla faglia con interruzioni del drenaggio, valli rettilinee in cui si raccoglie il drenaggio che aveva incontrato l'ostacolo dovuto alla formazione di queste dorsali e altre numerose caratteristiche. Alla EPGFZ sono stati attribuiti i terremoti che hanno colpito l’isola nel XVIII secolo, in particolare il 18 ottobre e il 21 novembre del 1751 e il 3 Giugno 1770, che però non hanno avuto l’intensità dei sismi del 2010 e del 2021. 

GLI STUDI DOPO IL TERREMOTO DEL 2010 MOSTRANO UNA SITUAZIONE GEOLOGICA DIVERSA DA QUANTO IPOTIZZATO. Quello del 2010 è stato uno dei terremoti più disastrosi della storia umana ed è stato l’occasione per studiare a fondo la geologia di Hispaniola. Contrariamente a quanto si pensava qualche anno fa, la parte della EPGFZ lungo la penisola meridionale di Haiti non è una trascorrenza pura e il terremoto M 7.2 del 14 agosto 2021 ha tragicamente confermato la cosa, perché si tratta sicuramente un evento compressivo. 

Nettles e Hjörleifsdóttir (2010) hanno subito osservato che mentre l’evento principale del gennaio 2010 ha mostrato principalmente un movimento trascorrente su un piano sub-verticale, quasi tutte le repliche mostrano le caratteristiche tipiche di movimenti su faglie inverse su piani ad alto angolo. Solo due repliche minori, situate molto vicino all'epicentro della scossa principale, mostrano caratteristiche simili a quella. Insomma, per farla breve e non annoiare i non geologi, le analisi hanno evidenziato un quadro molto complesso di una sequenza sismica risultante da una combinazione di movimenti fra faglie inverse e trascorrenti sinistre di cui la EPGFZ è l’unica parte evidente.

Il modello della sequenza del 2010 con le faglie inverse

Questo aspetto non è giunto del tutto inaspettato dal lato teorico: la deformazione cosismica lungo una grande faglia transpressiva (trascorrente con componente compressiva), come l'EPGFZ o la San Andreas in California, provoca ovviamente grandi terremoti sulla faglia principale, ma non si devono dimenticare le spinte oblique che deformano le zone più vicine ad essa, che provocano la formazione di fratture e faglie parallele fra loro e oblique con angoli più o meno alti rispetto alla faglia principale (le cosiddette faglie en-echelon), capaci a loro volta di essere sede di terremoti anche importanti. 

Alla fine la conclusione dei numerosi studi multidisciplinari onshore e offshore è quindi che il terremoto principale abbia rotto due faglie precedentemente non riconosciute situate da 2 a 5 km a nord dell'EPGFZ, la faglia di Léogâne e la faglia di Trois Baies (Douilly et al. 2013).

Più recentemente alcune osservazioni hanno messo in dubbio anche lo scorrimento laterale dell'EPGFZ durante la sequenza sismica, innanzittutto perché di tracce di questo non se ne vedono (mentre come abbiamo visto di tracce di vecchi movimenti ce ne sono eccome!), mentre Corbeau et al. (2016) hanno notato che i dati reali del movimento misurato con i dati GPS mal si adattavano al quadro teorico di una trascorrenza; inoltre le deformazioni desunte dai loro dati GPS hanno confermato le osservazioni di Fleur et al (2015), secondo cui la deformazione trascorrente lungo la EPGFZ si ferma a sud di Port-au-Prince, dove viene prevalentemente sostituita da una rete di pieghe e fratture orientate WNW-ESE. Questo modello è stato confermato da Calais et al. (2016), sempre utilizzando i dati GPS

Un ottimo (anzi, direi monumentale) lavoro di ricerca originale accompagnato da una ampia sintesi dei risultati precedenti è stato prodotto da Wang et al (2018). Ne esce un modello molto più complesso rispetto a quello pre-2010 in cui praticamente la EPGFZ “faceva tutto”: il limite lineare fra placca caraibica e microplacca di Gonave diventa dunque una zona transpressiva larga da 10 a 15 km che deforma rocce spesse, poco consolidate, da mioceniche a recenti di ambienti costieri, marini e lacustri in cui a nord della EPGFZ, che rimane trascorrente ma sempre con una componente compressiva, e in cui si trovano diverse faglie oblique rispetto ad essa.

Un altro fattore importante sulle deformazioni è la differenza fra la zona a nord della EPGFZ e quella a sud, dove anziché questi sedimenti recenti troviamo le rocce più rigide della placca caraibica (basalti e calcari), dove i piegamenti sono molto diversi geometricamente e dove durante e dopo il terremoto del 2010 la sismicità è nettamente minore. 

L'area interessata dalla sequenza del 2021 con la traccia della EPGSZ 

CONCLUSIONI: se quindi la EPGFZ è la protagonista principale della tettonica di Hispaniola, il terremoto del 2010 ha evidenziato un quadro molto più complesso rispetto a quanto si pensava prima, risultato troppo semplicistico. L’evento del 14 agosto 2021 si è prodotto ad W di quello del 2010 e il tensore dello sforzo ha dimostrato che in questo caso la componente prevalente è compressiva, in armonia con gli studi degli ultimi anni. In questa carta si vedono l’evento principale e le repliche più forti che quindi individuano l’area di movimento. 

Una annotazione è che probabilmente con questo nuovo quadro andranno rivisti anche i terremoti del XVIII secolo, che quindi potrebbero essere addebitati invece a faglie simili a quella di Trois Baies

Una seconda annotazione è che nell’immediatezza del terremoto erano state diffuse delle notizie su un “ritiro del mare”, per cui qualcuno ha collegato a questo aspetto l’allerta tsunami. In realtà non c’è stato nessuno tsunami. Se questa osservazione verrà confermata si è probabilmente trattato di un movimento cosismico del terreno in analogia al terremoto della Nuova Zelanda del 2016 che fa scuola su questo: in quell’occasione sono scomparse intere baie. 

BIBLIOGRAFIA CITATA

Calais et al 2016 Plate boundary segmentation in the northeastern Caribbean from geodetic

measurements and Neogene geological observations. Comptes Rendus Geoscience, 348(1), 42–51.

Corbeau, J., Rolandone, F., Leroy, S., Meyer, B., Mercier de Lépinay, B., Ellouz-Zimmermann, N., & Momplaisir, R. (2016). How transpressive is

the northern Caribbean plate boundary? Tectonics, 35, 1032–1046

Douilly et al. (2013). Crustal structure and fault geometry of the 2010 

Haiti earthquake from temporary seismometer deployments. Bulletin of the Seismological Society of America, 103(4), 2305–2325

Nettles and Hjörleifsdóttir 2010 Earthquake source parameters for the 2010 January Haiti main shock and aftershock sequence. 

Geophysical Journal International, 183(1), 375–380.

Pindell and Barrett 1990 Geological evolution of the Caribbean region; a plate tectonic perspective, in Geological Society of America - The Geology of North America, 405–432

Saint Fleur et al 2015. Seismotectonics of southern Haiti: a new faulting model for the 12 January 2010 M7.0 earthquake. Geophys. Res. Lett. 42 (23), 10–273.

Saint Fleur et al 2020 Detailed map, displacement, paleoseismology, and segmentation of the Enriquillo-Plantain Garden Fault in Haiti Tectonophysics 778 (2020) 228368

Ten Brink et al 2009 Bivergent thrust wedges surrounding oceanic island arcs: Insight from observations and sandbox models of the northeastern Caribbean plate GSA Bulletin 121 -11/12, 1522–1536

Wang et al 2018 Late Holocene Structural Style and Seismicity of Highly Transpressional Faults in Southern Haiti Tectonics, 37, 3834–3852

L' eruzione della Soufriere a Saint Vincent: attività diametralmente opposta a quella islandese

In pochi giorni l’attenzione di chi segue i vulcani si è spostata dall’Etna, dove la situazione sembra essersi un po' calmata, verso l’Islanda dove una eruzione spettacolare ma tranquilla (a parte la necessità di evitare le emissioni di gas) ha una ottima copertura mediatica. Una eruzione di lava basaltica calda e fluida che procede mentre si stanno aprendo lungo una frattura diverse nuove bocche.  Ma ora l’attenzione si è spostata altrove, ai Caraibi, alla Soufriere di St. Vincente. Islanda e St.Vincent offrono contemporaneamente lungo le sponde dell’Atlantico i due estremi dell’attività vulcanica: pacifica emissione di lava la prima, violenta emissione di ceneri la seconda. A St.Vincent la situazione è piuttosto difficile: si tratta di una eruzione molto forte, dagli sviluppi imprevedibili non diversa comunque da altre che lo stesso vulcano ha prodotto. Attualmente la cenere è la protagonista assoluta, come si vede da tante immagini. 

l'arco delle piccole Antille
(Germa et al 2011) 

L'ARCO MAGMATICO DELLE PICCOLE ANTILLE. La Soufriere di St.Vincent è un vulcano dell’arco caraibico: i suoi vilcani formano le isole delle Piccole Antille ed è un arco vulcanico intraoceanico (anche il mar dei Caraibi, ad ovest,  è su crosta oceanica) lungo 750 km sotto al quale la crosta dell’Atlantico scende sotto la placca caraibica. Si tratta di una subduzione relativamente lenta (2÷4 cm / anno) dalla sismicità piuttosto bassa: una ventina di eventi con M superiore a 6 in 40 anni, in altri archi è ben superiore (fonte: IRIS Earthquake Browser).  Insieme alle isole Sandwich meridionali le Piccole Antille rappresentano le uniche aree in cui per adesso si consuma la crosta dell’oceano Atlantico. Per adesso perché in un futuro geologicamente vicino è possibile che si stia formando a largo di Gibilterra una nuova zona del genere, come sembrerebbe testimoniare la forte attività sismica che ha portato ad eventi tipo il terremoto del 1755 (Rosas et al, 2016).

La storia della placca caraibica è piuttosto lunga e particolare, a partire dal rapporto con le due placche maggiori con cui ha a che fare e cioè Nordamerica e Sudamerica. 

Uno dei fattori più importanti che giocano nella geologia dell’area è il piano di subduzione diretto verso ovest e che quindi, siccome si oppone al flusso del mantello, si sposta sempre di più verso ovest, come succede per esempio nell’arco delle Sandwich del sud ed è successo nella catena appenninica.

L'arco vulcanico originale, il cosiddetto "proto-arco" o "arco caraibico mesozoico" (Bouysse et al. 1985), attivo dal Cretaceo inferiore / Turoniano superiore al Paleocene inferiore, è probabilmente rappresentato attualmente dalla cresta di un alto batimetrico sommerso ad ovest dell'arco attivo, l’alto di Aves (Macdonald et al., 2000). L'attuale arco delle Piccole Antille si è sviluppato a partire da circa 25 MA, quindi dall'Oligocene superiore  (Germa et al., 2011). Il vulcanismo è quasi continuo nel settore meridionale, mentre nel settore settentrionale vediamo due archi, uno attualmente inattivo in buona parte sommerso tranne delle piccole isole tra Anguilla e Guadalupe più a est, e uno attivo che in contraddizione con la norma di andare verso est, si trova un po' a ovest di quello vecchio, che ha sostituito circa 5,5 Ma. Ci sono comunque tracce di un arco più esterno anche nell’area meridionale.

La causa di questa migrazione in senso contrario, che è significativa dal punto di vista accademico, ma alla fine dal lato pratico si tratta di solo una cinquantina di km, sono ancora incerte. Ci sono due ipotesi:

• delle discontinuità nella parte di crosta atlantica che scende sotto l’arco (evidenziate da alcune zone di frattura nell'oceano Atlantico che stanno anch'esse subducendo), in analogia con quanto è successo tra Filippine e Taiwan e nel complesso izu-Bonin-Marianne (Bouysse and Westercamp, 1990) 
• la diminuzione della inclinazione del piano di subduzione che ha quindi spostato vero ovest la zona dove si producono le condizioni per la fusione del mantello sovrastante (Allen et al, 2019)

È significativo che questo nuovo arco si sia formato all’interno di un bacino di retroarco (come il Tirreno o il mar del Giappone).

Il piccolo duomo che aveva iniziato a crescere
il 30 dicembre 2020

L'ISOLA DI SAINT VINCENT. L’isola di Saint Vincent è formata da vari vulcani coalescenti, dei quali l’unico ancora attivo è la Soufriere, chiamata così per la presenza di una miniera di zolfo. Questo vulcano ha prodotto almeno cinque principali eruzioni storiche (datate 1718, 1812, 1902-03, 1971 e 1979). Sono accertate con il radiocarbonio altre eruzioni con una forbice di qualche decina di anni intorno a 1640, 1550, 1480 e 1580 (con il radiocarbonio non si detemrinano ovviamente le età dei flussi piroclastici, ma l'età di parti vegetali rimaste intrappolate al loro interno). Si dice “almeno” perché il carattere esplosivo delle eruzioni principali demolisce le tracce di possibili eventi minori inframmezzati fra esse, tipo quella del 1971 (un duomo di lava crebbe circa 200 metri sopra il livello del lago che si era formato nel cratere), o del 1979 (in questo caso oltre a far crescere nel cratere il duomo accanto al quale si è messo in posto il nuovo duomo nei primi mesi del 2021 ha prodotto anche una esplosione con rilascio di cenere, ma le cui tracce immagino siano state già obliterate dalla attività in corso). L'eruzione del 1902 fece almeno 1600 vittime investite dai flussi piroclastici, per lo più i braccianti impegnati nelle piantagioni.

il primo annuncio della nuova fase eruttiva

L'ERUZIONE ATTUALE. In questa eruzione le esplosioni hanno sventrato il cratere, distruggendo sia il nuovo duomo che quello del 1978.

L’eruzione è stata preannunciata da un periodo di attività sismica di fondo iniziato ai primi di novembre, con la magnitudo massima di 3.3 raggiunta il 16 dicembre e che aveva portato alla emissione di uno stato di allerta giallo. Il 27 dicembre un satellite NASA ha notato un forte aumento di temperatura all’interno del cratere, dove il 30 dicembre è iniziata la costruzione di un duomo di magma accanto a quello prodotto nell’eruzione del 1978, accompagnata da una accresciuta attività fumarolica e da rare emissioni di lava.

I duomi di lava sono il prodotto dell’attività di un magma che fuoriesce da una bocca ma dato appunto che è estemamente viscoso non riesce a scorrere e si accumula attorno alla bocca. L’estrusone di duomi di lava è una attività molto frequente in vulcani della serie orogenica. Ad esempio dopo la drammatica eruzione del 1980 un duomo è cresciuto per anni nel St.Helens. 

In rosso la zona evacuata all'inizio
della attività esplosiva

Di conseguenza l’allerta da gialla fu innalzata ad arancio. Non è che quindi fosse aumentato il rischio nel complesso dell’isola, ma soltanto nel cratere e ai suoi bordi. Però come per esempio nei Campi Flegrei il livello arancio, oltre a servire di monito appunto ad evitare di andare verso il cratere, serve per aumentare l’intensità dei controlli sul monitoraggio (ripeto che se in Islanda c’è una tranquilla effusione di magma con un indice di esplosività molto basso, per cui puoi anche quasi toccare la lava, a Saint Vincent il rischio di esplosioni con lanci di scorie che ricadono dentro e nei pressi del cratere era molto elevato e quindi la prudenza era d'obbligo: meglio rimanere molto lontano dal cratere). La costruzione del piccolo duomo è continuata, accompagnato da una attività effusiva; in febbraio fu notato un aumento delle emissioni sulfuree fino a che la situazione è precipitata a partire dal 9 di aprile ed assistiamo ora a quella che è una delle più grandi eruzioni vulcaniche degli ultimi anni, con la cenere che oltre a St Vincent sta ricoprendo altre isole vicine. 16.000 persone sono state evacuate dalla parte nord dell'isola, quella dove c’è il vulcano, che continua a produrre esplosioni e pure densi flussi piroclastici che hanno già raggiunto in alcuni casi il mare e che avrebbero causato la morte di chiunque fosse stato da quelle parti. 

Attualmente (17 aprile) si è formato un cratere profondo circa 100 metri dove è possibile che stia crescendo un nuovo duomo. Lo si vede da questa immagine del centro di ricerca sismica dell'università delle Indie Occidentali.

la nuvola di SO2 prodotta dalla Soufriere
 al 14 aprole 2021

I satelliti sono i protagonisti principali del monitoraggio dell’eruzione:

• quelli dotati di radar riescono a penetrare le nuvole di polvere, assicurando quindi una copertura dal punto di vista topografico: vediamo per esempio in queste imagini come era il cratere della Soufriere prima dell'eruzione 
• l'eruzione viene poi sempre monitorata da satellite e si vede una elaborazione sula situazione attuale 
• altri, muniti di sensori appositi ci fanno vedere l’evoluzione della nuvola di cenere e di quella di SO2

Avevo iniziato ad associare a dei post della musica. Ci riprovo. In questo caso consiglio una cosa spettacolare ma poco conosciuta: la "sinfonia romantica - una notte nei tropici" di Louis Moreau Gottschalk. Ascoltatela che vi sorprenderà

Allen et al 2019 The role of arc migration in the development of the Lesser Antilles: A new tectonic model for the Cenozoic evolution of the eastern Caribbean Geology 47,891–895

Bouysse et al  1985. Evolution de la terminaison nord de l'arc interne des Petites Antilles au Plio-Quaternaire. Bulletin dela Société Géologique de France Tome I (no 2), 181–188 Série 8.

Bouysse e Westercamp 1990. Subduction of Atlantic aseismic ridges and Late Cenozoic evolution of the Lesser Antilles island arc. Tectonophysics 175, 349–380

Germa et al 2011 The volcanic evolution of Martinique Island: Insights from K–Ar dating into the Lesser Antilles arc migration since the Oligocene Journal of Volcanology and Geothermal Research 208, 122–135

MacDonald, R., Hawkesworth, C.J., Heath, E., 2000. The Lesser Antilles volcanic chain: a study in arc magmatism. Earth-Science Reviews 49, 1–76.

Rosas et al 2016 Seismic Potential of Thrust‐Wrench Tectonic Interference between Major Active Faults Offshore SW Iberia: A New Explanation for the 1755 Great Lisbon Earthquake? in: Duarte and Schellart (Editors)Plate Boundaries and Natural Hazards Wiley p.193-216

Dopo il terremoto del 1980 lo strain rate alto in Irpinia non è calato: si conferma la pericolosità sismica dell'area (e quindi la necessità di prepararsi costruendo bene)

Quando Gregorio Farolfi con altri ricercatori stava pubblicando un articolo sui rapporti fisici fra magnitudo dei terremoti e strain rate, avendo accesso ai dati ho potuto notare che tra il 1991 e il 2011 ci sono evidenti massimi del tasso di deformazione nelle aree colpite dai terremoti fra Emilia e Toscana (2012 e 2013) e nell’Italia centrale (1997, 2009 e 2016), mentre aree colpite poche decine di anni fa da importanti eventi sismici come il Belice o il Friuli presentavano – non inaspettatamente – un tasso di deformazione basso; la sorpresa è che invece in Irpinia questo valore era ancora abbastanza alto. Allora ho parlato con Filippo Bernardini di INGV e ne è nato un lavoro che giustifica questo fatto e che dimostra come un nuovo evento sismico importante sia possibile in Irpinia.

Il lavoro (Piombino, Bernardini e Farolfi 2021 Assessing Current Seismic Hazard in Irpinia Forty Years After the 1980 Earthquake Merging Historical Seismicity and Satellite Data about Recent Ground Movements) è stato pubblicato su Geosciences ed è disponibile a questo indirizzo.

Ogni bersaglio persistenti (Permanent scatterer – PS) ottenuto con le immagini radar dei satelliti InSAR ha il proprio sistema di riferimento e quindi si possono confrontare solo le serie temporali dello spostamento di PS fra loro vicini; al contrario le stazioni GNSS (il più noto di questi sistemi è il GPS) operano tutte nello stesso sistema di riferimento. Per questo i movimenti tettonici a larga scala sono stati sempre studiati solo con i GNSS. Ma se le stazioni GNSS sono poche e forniscono dati solo durante la loro esistenza, i PS sono ricavabili in grande quantità in ogni serie di immagini InSAR. Qualche anno fa Gregorio Farolfi ha avuto l’intuizione di “correggere” i dati dei PS amalgamandoli con quelli GPS e quindi aumentando decisamente il numero di punti di riferimento, anche se così si leggono per adesso solo la componente verticale e quella E-W, non la componente N-S del movimento. Uscimmo quindi con una applicazione del metodo su tutta l’Italia, Sardegna esclusa relativa al periodo 1991 – 2011 ottenuta con i dati del Piano Straordinario di Telerilevamento, in cui abbiamo evidenziato movimenti piuttosto interessanti (Farolfi, Piombino e Catani 2019)(un riassunto è qui).

I terremoti dal 1990 con M 5+ si addensano
dove lo strain rate è più alto

STRAIN RATE E TERREMOTI. Lo strain rate è stato calcolato fino ad oggi in diversi modi: con il momento sismico (Barani et al 2010), con la geodesia attraverso i dati delle stazioni GPS (Riguzzi et al., 2012), con gli sforzi ricavati dallo studio di faglie e pozzi (Montone and Mariucci 2016). Anche Gregorio Farolfi aveva calcolato lo strain rate con i dati GPS (Farolfi e Delventisette, 2017) ma è andato avanti e lo ha calcolato di nuovo con gli stessi dati che abbiamo usato per il lavoro del 2019 (Farolfi et al, 2020). Usare i dati dei Ps dei satelliti InSAR (ovviamente normalizzati grazie ai dati GPS) ha portato un aumento della densità dei dati e una distribuzione più omogenea rispetto all’utilizzo delle sole stazioni GPS, con la possibilità quindi di determinare questa misura a scala molto più dettagliata. La cosa interessante è che analizzando gli eventi sismici verificatisi dal 1990 nella penisola italiana, si vede che la probabilità del verificarsi di un forte evento sismico raddoppia con il raddoppio dello SR: l’unica area ad alto strain rate tra 1991 e 2011 nella pianura padana era proprio quella dei terremoti emiliani del 2012, mentre anche la Toscana di NW, sede di una discreta sismicità fra 2012 e 2013 presentava uno strain rate più elevato che nei dintorni e valori estremamente alti caratterizzavano l’area dei terremoti dell’Appennino Centrale (1997, 2009 e 2016). In Emilia il valore è un po' basso rispetto al centro Italia: lo spiego con la spessa coltre sedimentaria sopra le rocce in deformazione che essendo plastica attutisce le deformazioni che avvengono nel più rigido basamento sottostante.

Dopo il 1908 gli unici 3 terremoti a M 6 o più
  in Italia meridionale sono avvenuti in Irpinia

Un’altra cosa interessante è che aree colpite da terremoti recenti come il Friuli (1976) e la Sicilia occidentale (1968) hanno un tasso di deformazione piuttosto basso, il che appare abbastanza logico perché un forte terremoto ridistribuisce il campo di sforzi che poi è quello che guida la deformazione.

Invece lo strain rate è ancora molto alto in Irpinia, il che è in qualche modo controintuitivo, perché quest'area ha ospitato la maggior parte dei più forti terremoti dell'Italia meridionale dopo il 1908: Mw 6.7 23 luglio1930, le 3 scosse (alle 18:09, 18:19 e 18:44 UTC) del 21 agosto 1962, di cui la seconda, la più distruttiva con Mw 6.11) e – soprattutto – la terribile scossa complessa del 23 novembre 1980): solo i terremoti Mw 6.4 Belice del 1968 e Mw 6.0 a nord di Palermo nel 2002 hanno raggiunto valori così alti dopo il 1908.

La cosa mi ha incuriosito e allora ho coinvolto Filippo Bernardini di INGV, che è un esperto di sismologia storica, per capire se in qualche modo la storia sismica dell’Irpinia poteva giustificare quello che si ricava dai dati dello strain rate e cioè la presenza di quello che appare un requisito necessario per un nuovo evento sismico piuttosto forte.

Ne è venuto fuori un articolo che è stato pubblicato su Geoscience di MDPI in un volume speciale per il 40° anniversario del terremoto del 1980 (si trova qui).

lo strain rate in Irpinia e le faglie principali: 
il sistema al centro è quello del Monte Marzano

LO STRAIN RATE IN IRPINIA. L'Irpinia è appunto una delle aree in Italia che mostravano tra 1991 e 2011 il tasso di deformazione più elevato: partendo dal settore immediatamente più a NW dell’Irpinia e muovendosi verso SE lungo l’asse della catena appenninica, vediamo che nel Sannio il tasso di deformazione era basso (meno di 20 nstrain/a 10 km a N di Benevento); da qui, entrando in Irpinia il valore sale a 35 in meno di 30 km (a Grottaminarda), toccando i livelli massimi (48 nstrain/a) 15 km a sud dell'epicentro del terremoto del 23 novembre 1980, pochi km ad est della faglia del Monte Marzano. Dunque in Irpinia abbiamo sempre più di 40 nstrain/a, valore fra i maggiori in Italia. Anche verso sud il tasso di deformazione scende ma in maniera più graduale, mantenendosi sopra 35 nel Vallo di Diano, e mentre a nord dell'Irpinia lungo l'asse della catena il valore scende rapidamente sotto i 30 nstrain / a, verso sud i valori rimangono al di sopra di questo valore ben più a lungo, fino al confine con la Calabria dove scende a circa 20 nstrain/anno proprio al limite fra Appennino meridionale e arco calabro – peloritano.

QUADRO TETTONICO DELL’IRPINIA. L’orogene appenninico meridionale è poco omogeneo, in parte a causa delle tante discontinuità ereditate, a partire dalle faglie estensionali che si sono formate 200 milioni di anni fa quando iniziò l’apertura della Tetide; ma soprattutto c’è un disaccoppiamento tra i livelli strutturali più superficiali (la piattaforma Carbonatica campana) e quelli più profondi (la parte più occidentale della piattaforma ionica sepolta, su cui quella campana è sovrascorsa) a causa di una fascia argillitica e arenacea interposta tra le due serie carbonatiche (Ascione et al, 2020). 

Da ultimo, da qualche centinaia di migliaia di anni, tutto il vecchio orogene, dall'Appennino settentrionale in giù, è soggetto ad una estensione post-orogenica, con la formazione di vari sistemi di faglia a cui si deve la maggior parte dei terremoti distruttivi che hanno colpito la penisola italiana. Il terremoto del 1980 è avvenuto propio lungo uno di questi sistemi, quello del Monte Marzano (Galli et al 2013), che ha originato diversi terremoti storici (Galli 2020). 

Una conseguenza di questo nuovo regime sono i forti afflussi di CO2 dal mantello (Chiodini et al 2020, ne ho parlato qui) ed è probabile che la sismicità del Matese del 2013 - 2014 sia dovuta ad una iniezione di magma ad una certa profondità (Di Luccio et al 2018, ne ho parlato qui)

A complicare ulteriormente il quadro c’è pure un sistema di faglie trascorrenti E-W che probabilmente hanno originato i terremoti del 1962 e la crisi del 1456, un evento complesso probabilmente composto da più scosse a pochi giorni di distanza (per questo non ha un epicentro definito) e che ha interessato un'area molto vasta dell'Italia meridionale, provocando danni dalla Puglia all'Abruzzo, Irpinia compresa; una faglia appartenente a questo sistema è stata invocate anche per il 1930, il cui meccanismo è ancora dibattuto (Pino et al 2008) ma dove comunque il danneggiamento osservati si adatta meglio ad una faglia normale orientata NW-SE (Serva et al, 2007). Quanto alla sequenza del 1962, solo nel 2016 è stato prodotto un meccanismo focale affidabile con due possibili soluzioni: una faglia E-O immergente verso N, oppure una faglia N-S immergente verso W (Vannoli et al 2016). Dal mio punto di vista trovo più logica la faglia E-W. Si tratta quindi almeno in questo caso di una situazione significativamente diverse dalla cinematica dei grandi terremoti tipici dell'Appennino meridionale, ben rappresentata invece dal terremoto del 23 novembre 1980.

Il duomo irpino, limitato a W
dalle grandi faglie distensive attive

I MOVIMENTI INDIVIDUATI CON I DATI SATELLITARI. Come si vede dalle figure qui sopra i dati raccolti per il nostro lavoro del 2019 hanno confermato il sollevamento generale della maggior parte dell’Italia meridionale, anche se i valori sono inferiori a quelli dell'Appennino Centrale (soprattutto in quello che nel 2019 abbiamo chiamato il “Duomo Abruzzese”). Poche aree mostrano subsidenza, principalmente a causa dello sfruttamento umano delle acque sotterranee. Proprio tra Benevento e Potenza troviamo i valori di sollevamento più alti di tutto l'Appennino Meridionale, superiori a 1.8 mm / anno e quindi in analogia con quello abruzzese abbiamo identificato il “duomo irpino”. È molto interessante vedere poi che questo duomo possa essere diviso in due porzioni differenti, separate da un corridoio a sollevamento minore posto nei pressi della zona degli epicentri dei terremoti del 1930 e del 1980.

Per quanto riguarda invece la componente E-W si conferma che le faglie normali più attive corrispondono alla fascia di divergenza fra una zona occidentale che si muove verso W e una orientale che si muove verso E.

Gli ultimi 400 anni di terremoti in Irpinia:
si nota chiaramente il raggruppamento degli eventi maggiori

LA SISMICITÀ STORICA IN IRPINIA. Filippo Bernardini ha usato il catalogo parametrico dei terremoti italiani, che si può considerare completo nell’area irpina negli ultimi 400 anni per gli eventi più forti (Mw ≥ 6.0) e dalla fine del XIX secolo per quelli a M compresa fra 4 e 5. 

Fino alla fine del XVII secolo la storia sismica del settore irpino è in gran parte incompleta e scarsamente documentata, non perché non ci siano stati terremoti, ma per le informazioni storiche scarse e parziali. Nella finestra di riferimento del catalogo storico (dal 1000) – escludendo come accennato il terremoto del 1456 – si conoscono prima del 1700 solo gli eventi del 1466 e nel 1517); sono noti inoltre due terremoti nel primo millennio (nel 62 – il famoso terremoto che precedette di qualche anno l'eruzione di Pompei – e nell'989), per i quali l’origine è sempre la faglia del monte Marzano (Galli, 2020). 

Nei 400 anni di completezza del catalogo sismico in Irpinia i terremoti più forti (Mw≥6.0) tendono a raggrupparsi nel tempo, distanziati da fasi lunghe caratterizzate da sismicità inferiore e meno frequente:

• a cavallo tra il XVII e il XVIII secolo, per un periodo di 40 anni, l'Irpinia fu interessata da quattro terremoti importanti (1692, 1694, 1702 e 1732, gli ultimi 3 con Mw> 6,5, grandi eventi ciascuno dei quali provocò estese distruzioni su vaste aree e molte vittime, con quello del 1694 considerato come una sorta di gemello del terremoto del 1980)
• un altro cluster di forti terremoti è quello che ha colpito il settore nel XX secolo, tra il 1930 e il 1980 (tre eventi con Mw ≥6,0 su un periodo di 50 anni)
• è improbabile che nei 200 anni tra il 1732 e il 1930 in Irpinia si siano verificati grandi terremoti, poiché il catalogo vi documenta eventi minori (1741 Mw 5.4, 1794 Mw 5.3 e 1853 Mw 5.6) e allo stesso tempo documenta eventi forti nelle zone adiacenti (Mw 6,7 1805 Matese e Mw 6,5 nel 1851 e Mw 7,1 nel 1857 in Basilicata). 

Si può quindi presumere che la sismicità storica dell'Irpinia sia stata caratterizzata da periodi di intensa attività, con forti terremoti nell'arco di pochi anni o decenni, intervallati da lunghi periodi di attività da lieve a moderata, con terremoti di magnitudo inferiore a 6.0.

CONCLUSIONE. Fondendo la sismicità storica e lo strain rate, pensiamo quindi che si possa delineare uno scenario secondo il quale:

• il breve intervallo di tempo tra eventi forti in Irpinia nei periodi 1694 - 1732 e 1930 – 1980 sia legato a periodi di alto tasso di deformazione
• e che invece la mancanza di sismicità particolarmente forte tra il 1732 e il 1930 potrebbe essere stata dovuta a condizioni di basso tasso di deformazione

Per cui non solo il verificarsi in Irpinia di nuove forti scosse a quarant'anni di distanza da uno dei più forti eventi sismici conosciuti nel distretto è un quadro realistico perché i terremoti significativi in Italia dal 1990 sono avvenuti soltanto in aree caratterizzate da tassi di deformazione elevati (e l’Irpinia appartiene a questa categoria), e perché gli eventi sismici particolarmente significativi avvengono in quest’area in particolari spazi temporali. Per questo è possibile che la crisi iniziata nel 1930 non sia ancora finita e che quindi non siamo arrivati ancora ad un periodo di quiescenza come quello tra il 1732 e il 1930.

Sottolineo ancora una volta che c’è un modo estremamente efficace per prevenire i danni e le vittime di eventuali terremoti attraverso una misura logica e tecnologicamente possibile: la costruzione degli edifici solo con tecnologie appropriarte alla pericolosità sismica locale e solo in aree idonee, cioè non soggette a frane e/o amplificazione delle onde sismiche.

Ascione et al (2020) The MS 6.9, 1980 Irpinia Earthquake from the Basement to the Surface: A Review of Tectonic Geomorphology and Geophysical Constraints, and New Data on Postseismic Deformation Geosciences 2020, 10, 493 

Barani et al (2010) 
Strain rates in northwestern Italy from spatially smoothed seismicity Journal Of Geophysical Research 115, B07302

Chiodini et al (2020) Correlation between tectonic CO2 Earth degassing and seismicity is revealed by a 10-year record in the Apennines, Italy. Sci. Adv. 2020, 6, 35. 

Di Luccio et al (2018) Seismic signature of active intrusions in mountain chains. Sci. Adv. 2018, 4, e1701825. 

Farolfi e Del Ventisette (2017) Strain rates in the Alpine Mediterranean region: Insights from advanced techniques of data processing. GPS Solut. 2017, 21, 1027–1036. 

Farolfi et al (2020) Spatial forecasting of seismicity provided from Earth observation by space satellite technology. Sci. Rep. 2020, 10, 1–7 

Galli et al (2013) Integrated near surface geophysics across the active Mount Marzano Fault System (southern Italy): seismogenic hints Int J Earth Sci (Geol Rundsch) DOI 10.1007/s00531-013-0944-y 

Galli (2020) Roman to Middle Age Earthquakes Sourced by the 1980 Irpinia Fault: Historical, Archaeoseismological, and Paleoseismological Hints. Geosciences, 10, 286. 

Pino et al (2008) Waveform modeling of historical seismograms of the 1930 Irpinia earthquake provides insight on “blind” faulting in Southern Apennines (Italy). J. Geophys. Res. , 113, B05303. 

Serva et al (2007) Environmental effects from five his-torical earthquakes in southern Apennines (Italy) and macroseismic intensity assessment: Contribution to IN-QUA EEE Scale Project. Quat. Int. 2007, 173, 30–44. 

Vannoli et al (2016) New constraints shed light on strike-slip faulting beneath the southern Apennines (Italy): The 21 August 1962 Irpinia multiple earthquakes. Tectonophysics 2016, 691, 375–384. 

I possibili sviluppi dell'eruzione nella penisola di Reykjanes

La webcam della televisione islandese

All’inizio con i pronostici di venerdì 19 marzo quando l’eruzione era iniziata sembrava che la montagna avesse partorito il topolino: per molti esperti la lava che ha iniziato a sgorgare nella valle di Geldingadalir era poca e l’eruzione doveva durare due o tre giorni. Ma a ulteriore dimostrazione della perfetta applicabilità alle eruzioni vulcaniche del principio di Niels Bohr “è difficile fare delle previsioni, specialmente per il futuro”, se già il giorno dopo la lava iniziava a sgorgare più fiacca e quindi quasi confermando tali aspettative, domenica – quando il tutto doveva secondo le previsioni finire – il cratere si è fatto più gagliardo e nei giorni successivi anche un secondo cratere proveniente dalla stessa frattura ha iniziato a emettere lave. Talchè ora si prevede che la valle di Geldingadalir venga riempita in qualche decina di giorni (previsione appunto che dimostra come adesso l’ipotesi sia decisamente quella di una lunga durata…).

Ma, come vedremo, una evoluzione diversa da quanto era stato ipotizzato sarebbe stata probabilmente suggerita se fosse arrivata – in diretta – l’analisi delle lave, cosa ovviamente impossibile. 

diagramma MgO vsTiO2 dalle analisi di Enikö Bali
che dimostra quanto sia primitivo questo magma

LE LAVE DELL’ERUZIONE ATTUALE. In Islanda il limite fra la placca nordamericana e quella euroasiatica è contrassegnato da un punto caldo, le cui radici si trovano presumibilmente in una zona abbastanza profonda del mantello. L’eccesso di magma rispetto a quello che arriverebbe in superficie se ci fosse lì il normale flusso di magma sotto la dorsale medio – atlantica è il responsabile dell’esistenza dell’isola e ha costrutio una crosta spessa circa 17 km. Nell'isola troviamo magmi di diversa composizione, dai basalti alle rioliti, alcuni provenienti dal mantello, altri – specialmente quelli ad alto tenore di sicilice – presentano invece una forte componente proveniente dalla rifusione di magmi che si erano solidificati nella crosta sotto l’isola. 

La lava della eruzione attuale è ovviamente di un basalto, classificato come olivin-tholeiite. L’Iceland Geology blog (al solito preziosissima fonte di informazione per le vicende geologiche islandesi) linka una pagina molto interessante dal sito della radio – TV islandese: Enikö Bali, professore presso l'Istituto di Scienze della Terra ha appunto analizzato la prima lava emessa. La cosa importante che si ricava dal suo studio è che questa lava non mostra segni di sosta in una camera magmatica crustale e quindi è risalita direttamente e rapidamente dal mantello (Bali, 2021). 

Che le lave di questi giorni a Geldingadalir siano di origine molto profonda è dimostrato da una serie di caratteristiche:

• il bassissimo rapporto fra gli ossidi di Magnesio e Titanio, come da diagramma: le lave emesse da magmi più differenziati sono più ricche in TiO2 e più povere in MgO; le lave del Geldingadalir hanno un quantitativo di TiO2 particolarmente basso e un tenore di MgO particolarmente alto, 
• il tenore di gas (acqua, CO2 e ossidi di zolfo) è molto alto, molto maggiore di quello rilevato durante l’eruzione del Bardarbunga; se il magma risiede per un po' nella crosta i gas risalgono anche durante la sua sosta e quindi – anche se un po' semplicisticamente – si può dire che più un magma rimane nella crosta prima di eruttare più è impoverito di gas quando si mette in posto in superficie);
• la temperatura (calcolata attraverso un geotermometro e cioè con una analisi di alcuni minerali) all’uscita dal cratere di 1180°C, valore alto anche per un magma del genere  
• i dati geofisici concordano con questa ricostruzione.

Le lave continuano ad essere molto "primitive" anche adesso, come confermano le ulteriori analisi anche con altri parametri geochimici. Probabilmente di lave del genere nella penisola non ne troviamo perchè sono poche ed essendo le prime di ogni ciclo di attività dei vulcani della penisola sono sepolte sotto le colate successive.

Gli allineamenti vulcanici dell'Islanda orientale
e della penisola di Reykjanes

SITUAZIONE ATTUALE. Da giorni ormai il ritmo di produzione della lava è tra 5 e 7 metri cubi al secondo. Non è un ritmo particolarmente elevato: il Bardarbunga nel 2014 ci ha messo qualche mese per produrre un km cubo di lave, mentre a questo ritmo a Geldingadalir ci vorrebbero oltre 6 anni. Quindi il quantitativo non è particolarmente rilevante. 

Fondamentalmente penso che la produzione dei magmi della penisola di Reykjanes debba essere in media meno abbondante che nei vulcani dell'Islanda occidentale perché – sempre nel quadro della divergenza fra la placca nordamericana e quella euroasiatica – i due allineamenti hanno significati diversi: l'Islanda occidentale si trova in corrispondenza di un segmento divergente del margine, mentre le coste dell'Islanda meridionale (e in particolare la loro parte centrale ed occidentale) invece si trovano in corrispondenza di un segmento trasforme anche se con una leggera componente estensionale.

Comunque anche a questo ritmo i crateri visibili dalla webcam sono decisamente cresciuti, dal punto di vista della gravità anche troppo in fretta perché ogni tanto si verificano dei crolli. Nella valle si è formato un lago di lava profondo qualche decina di metri. 

Ma il problema maggiore è rappresentato dai gas. Rispetto alla migliore pietra di paragone che abbiamo, sempre l'eruzione del 2014, come è stato già sottolineato il tenore di gas di questa eruzione è molto più elevato ed è uno dei sintomi che concordano sulla "primitività" di questi magmi. Ricordo inoltre che gas come CO2 e SO2 sono più pesanti dell'aria e che SO2 in presenza di acqua si ossida formando acido solforico. Oltretutto siamo nella parte più abitata del Paese e quindi il servizio meteorologico islandese fornisce sempre una mappa aggiornata in continuo dei gas, con la posizione del pennacchio, estremamente variabile quanto lo sono i venti, e il livello di pericolo conseguente. La carta dinamica si trova a questo URL.

istantanea alle 19.00 del 2 aprile della mappa dei gas
dal sito del servizio meteo islandese

I vulcani della penisola di Reykjanes 
eruttano più o meno contemporaneamente

LA POSSIBILE CONTINUAZIONE DELL’ATTIVITÀ. Ora pensiamo al contesto vulcanico della penisola di Reykjanes. Ebbene, negli ultimi settemila anni non troviamo nulla di simile, solamente magmi che hanno subito qualche differenziazione nella crosta sottostante.

Inoltre in tutta la penisola non esiste attività vulcanica negli ultimi 700 anni, mentre tra 2020 e 2021 ci sono state ben due iniezioni, quella della primavera scorsa, che non è arrivata in superficie e che quindi non è stato possibile analizzare, e quella di oggi.

Ricordo ancora che nella penisola di Reykjanes il territorio è diviso in varie aree da una serie di segmenti circa SW-NE e l’attività viene considerata a livello di queste aree e non per edificio singolo, 

Di fatto, come si vede da questo diagramma preso da Sæmundsson et al 2020, i vari sistemi della penisola si mettono in attività più o meno in contemporanea e anche le fasi di quiescenza sono comuni.

Limitatamente agli ultimi 3500 anni abbiamo 3 cicli di attività tra 3.550 – 3050, tra 2550 – 1900 e tra 800 – 1300 anni fa separati da intervalli di quiescenza di circa 500 e 750 anni. Oggi sono giusto 750 anni dalla fine dell’ultima attività pregressa.

Siccome l’ultima fase di quiescenza è stata assoluta (è dimostrabile dalle testimonianze storiche) si può presumere che anche durante le altre fasi simili non ci sia stata la benchè minima attività vulcanica.

La conclusione a cui sono arrivati i vulcanologi è quindi che la sismicità così intensa degli ultimi 15 mesi, il fatto di aver avuto due distinte iniezioni di magma a meno di 12 mesi di distanza l’una dall’altra, l’origine molto profonda e l’elevato contenuto di gas dei magmi di questa eruzione fanno proprio pensare che l’evento a cui stiamo assistendo sia l’inizio di una nuova fase di attività dei sistemi vulcanici della Reykjanes che durerà qualche secolo.

Bali 2021 Characterisation of rock samples collected on the 1st and 2nd days of the eruption - major elements and mineral chemistry: link 

Sæmundsson et al 2020 Geology and structure of the Reykjanes volcanic system, Iceland Journal of Volcanology and Geothermal Research 391 (2020) 106501

Il terremoto dell'Adriatico del 27 marzo 2021: un processo di frammentazione all'interno della placca adriatica

Alle 13.47 GMT del 27 marzo 2021 un evento sismico di M ancora incerta (tra 5.2 e 5.5, abbastanza intenso per i parametri italiani) ha colpito la crosta sotto al mar Adriatico lungo il transetto Vieste – Spalato, ed è stato risentito non solo lungo tutte le coste prospicienti, ma anche più all’interno nella nostra penisola. Al primo evento sono seguite diverse repliche fra cui almeno un paio di M superiore a 4.

CONTESTO GEOLOGICO. L’Adriatico, la pianura padano - veneta, l'Istria e la Puglia fanno parte di un blocco continentale considerato l’ultimo relitto della microplacca adriatica, uno dei vari piccoli blocchi tipo Iberia, Atlante, Anatolia, Egeo etc etc che contraddistinguono i limite fra le due placche principali (Eurasia e Africa) e che tanto alimentano discussioni e problemi sulle ricostruzioni paleogeografiche. Sui margini della placca adriatica si sono verificate nel mesozoico le condizioni ideali per la deposizione di imponenti serie sedimentarie lungo un margine continentale, come la Serie Toscana, la serie Umbro – Marchigiana e quelle sotto la pianura padana; all'interno di Adria invece la subsidenza è stata bassa, il mare molto basso si alternava ad isole e le serie sedimentarie dell’Adriatico e della Puglia che ne sono risultate non sono particolarmente spesse, anche se di idrocarburi ne contengono eccome (basti vedere i pozzi nell’Adriatico e in Basilicata). Nell’Adriatico però questi calcari sono coperti da un forte spessore di sedimenti recenti pliopleistocenici, legati al disfacimento delle rocce coinvolte nella formazione della catena appenninica.

LA DORSALE MEDIO-ADRIATICA. Iniziamo con l’ovvio: “le trivelle” non c’entrano assolutamente niente. E non voglio più rientrare in questo assurdo argomento: il terremoto di oggi nell’Adriatico non è un fenomeno strano… quella è una zona ad elevata sismicità, dove ad esempio sono avvenuti 3 terremoti a M tra 5 e 5.5 nel 2003 e nel 2004. Questo succede a causa della attività di una serie di strutture compressive orientate NW-SE che risulta piuttosto interessante per una serie di motivi. 

Una sezione fra l'Appennino centrale e la dorsale medio - adriatica
(Schisciani e Calamita 2009)

Innanzitutto una caratteristica di questo sistema è la doppia orientazione delle strutture: nel lato settentrionale la vergenza delle pieghe e delle faglie è SW, (più o meno come nelle Dinaridi) mentre verso l’Italia la vergenza è verso NE. Si vede bene in questo sketch preso da Kastelic et al (2013), affiancato da una carta di Sani et al (2016) in cui sono evidenti le strutture e la loro orientazione. 

Nella parte centrale della fascia sismica, proprio nella zona del terremoto di oggi, troviamo la “dorsale medio – adriatica”: Scisciani e Calamita (2009) per capire la complicata evoluzione strutturale dell'Adriatico Centrale hanno utilizzato profili sismici di varia origine (industriali, in genere per le esplorazioni petrolifere) e scientifici, unendoli alla analisi della sismicità recente. E hanno scoperto una fascia in cui lo spessore dei sedimenti plio-pleistocenici è molto minore perché il basamento con i calcari mesozoici e quello che sta loro sotto risulta piuttosto sollevato: togliendo questi sedimenti vedremmo una dorsale che si staglierebbe a una quota superiore rispetto a quello che la circonda.

Una seconda caratteristica peculiare è che in questo caso non siamo al bordo della placca, ma al suo interno (Sani et al, 2016). In genere le placche presentano ampi fenomeni tettonici ai margini, ma restano indisturbate e antisismiche all’interno, sia pur con significative eccezioni (ad esempio la placca indoaustraliana sia nell’oceano indiano che in Australia o l’Eurasia a nord del Tibet). Anche i margini di Adria (Alpi orientali, Appennini e Balcani) sono notoriamente piuttosto instabili. Al suo interno invece è stabile tranne – appunto – lungo la dorsale medio – adriatica, che costituisce una importante zona di deformazione al suo interno, nella quale la deformazione si sviluppa grazie ad una debolezza preesistente e dove la sismicità con meccanismi focali compressivi è ben documentata. 

LA FORMAZIONE DELLA DORSALE MEDIO-ADRIATICA. Ma perché si è formata questa dorsale, lunga 300 e larga fra 30 e 60 kilometri? Probabilmente proprio per il fatto che è la zona di cerniera fra due diverse aree in compressione, come si vede nella della sismicità di Sani et al (2016) e quella delle fasce tettoniche di Sciciani e Calamita (2009) dove si evidenzia una sorta di collegamento tra i settori attivi del fronte dell'Appennino settentrionale e delle Dinaridi.
Nella fascia della dorsale troviamo diversi sovrascorrimenti, faglie transpressive ad alto angolo e faglie inverse cieche; talvolta queste strutture riprendono vecchie faglie distensive mesozoiche. Le faglie mostrano il massimo rigetto a livelli stratigrafici più profondi (cioè all'interno della successione carbonatica mesozoica) e solo in pochi casi la deformazione arriva alla successione silicoclastica Pliocene-Quaternario.
Ora qualcuno dirà: “ma come… i sedimenti recenti sono stati interessati pochissimio dalla tettonica della dorsale medio-adriatica? Ma se è attiva ancora adesso…”. In effetti questa apparentemente sarebbe una contraddizione, ed è vero: la maggior parte dei piegamenti sono avvenuti nel Miocene, e dopo è seguito un periodo di stasi tettonica.. Ma non è una contraddizione: la fase di quiete si è infatti interrotta nel pleistocene quando i processi di compressione sono iniziati di nuovo. E la sismicità attuale ne è una conseguenza. È possibile che la ripresa dell’attività sia connessa a quel grande cambiamento nel campo di sforzi che è avvenuto nell’area italiana circa 700.000 anni fa e che ha coinciso con l’inizio del sollevamento nell’Appennino centrale e meridionale.

Kastelic et al 2013 Seismogenic sources in the Adriatic Domain Mar. Petrol. Geol. 42, 191–213 Scisciani e Calamita 2009.  

Sani et al 2016 Insights into the fragmentation of the Adria Plate Journal of Geodynamics 102, 121–138 

Scisciani e Calamita 2009 Active intraplate deformation within Adria: examples from the Adriatic region. Tectonophysics 476, 57–72,