il terremoto M 7.6 a largo della costa settentrionale di Honshu del giorno 8 dicembre 2025 e perchè è stata lanciata una allerta tsunami per i prossimi giorni

geodinamica dell'area giapponese

Il terremoto M 7.6 dell’8 dicembre 2025 a largo della costa pacifica settentrionale di Honshu è stato decisamente un evento sismico importante. Per dare un’idea della sua forza, il Servizio Geologico degli Stati Unti ha segnalato immediatamente la possibilità di liquefazioni del terreno sulla terraferma nonostante che l’epicentro (o, meglio, il punto di rottura iniziale) sia distante un centinaio di km dalla costa. D’altro canto anche i filmati sullo scuotimento danno un’idea di cosa sia successo a una distanza così grande dall’epicentro.

Vediamo qui a sinistra la situazione dal punto di vista tettonico: tra placca euroasiatica, placca nordamericana e placca pacifica alcune microplacche prima considerate parte della placca nordamericana (la questione è ancora dibattuta). L’evento sismico è probabilmente avvenuto proprio nell’interfaccia fra la placca pacifica in subduzione e la sovrastante placca continentale di Okhotsk e ha provocato il ferimento di almeno 33 persone.

TSUNAMI ASSOCIATO AL TERREMOTO. Subito dopo il terremoto sia l'agenza meteorologica giapponese che lo Tsunami Pacific Warning Center della statunitense NOAA hanno decretato l'allerta tsunami. Lo tsunami c’è stato eccome e ha raggiunto un’altezza di 80 cm nella zona epicentrale. Un’altezza importante perché, come spiega bene il mio amico Filippo Bernardini, se un'onda "normale" interessa solo la parte superficiale della colonna d'acqua, uno tsunami interessa l'intera colonna dal fondale alla superficie. Se uno tsunami è alto 80 cm vuol dire che l'intera colonna d'acqua si alza di 80 cm, il che implica che l'energia in gioco di un'onda normale di pari altezza non sia neanche lontanamente paragonabile a quella dello tsunami.

I MEGATERREMOTI. Un megaterremoto è un evento sismico la cui Magnitudo risulta uguale o superiore a 8.5.  La stragrande maggioranza dei  terremoti più forti avvengono lungo le zone di subduzione e quindi essendo eventi di tipo compressivo, quando avvengono lungo faglie a basso angolo, sono denominati terremoti di thrust. Quindi i megaterremoti sono praticamente tutti dei megathrust. 

Qui ho parlato dei megathrust e di come e dove possono scatenarsi: se alcune zone di subduzione sono regolarmente interessate da terremoti così forti, altre invece non ne presentano. 

Una regola della geofisica è che più ampia è l’estensione del piano che si rompe, maggiore è l’energia liberata dal sisma (e difatti i megathrust si caratterizzano per la vastità dell’area interessata dal movimento). Quindi Blethery et al (2016) hanno fornito una spiegazione elegante per questa differenza: tutti i megathrust più recenti si trovano dove la curvatura dell’interfaccia fra la placca superiore e quella che le scorre sotto è poco pronunciata, ad esempio proprio nel sistema Giappone settentrionale – Kurili – Kamchatka, tra le Aleutine, l’Alaska e la Cascadia, in America meridionale e nel sistema Andamane, Sumatra – Giava; invece non sono conosciuti megaterremoti nei sistemi dove la curvatura del piano di scorrimento è più accentuata, ad esempio nelle zone di subduzione di Filippine, Salomone, Izu-Bonin, nelle South Sandwich e neanche tra Nuova Guinea e Nuova Zelanda nel sstema Santa Cruz, Vanuatu e Tonga – Kermadec, dove peraltro la sismicità è davvero impressionante!). Vediamo appunto nella figura 2 la differente geometria del piano di subduzione tra il Giappone settentrionale (dove la curvatura è bassa) e le isole Vanuatu, dove la curvatura è più pronunciata e nonostante la sismicità sia estremamente alta (dal 1971 64 eventi a M 7 e oltre) ci sono solo 4 eventi a Magnitudo 8 o superiore e il massimo è 8.2. 

Nella figura, ottenuta grazie a SUBMAP, un interessante tool della Università di Montpellier, si nota chiaramente la differenza di curvatura fra una subduzione capace di generre dei Mmegathrust e una che non è in grado di farlo. 

Naturalmente i megathrust sono gli eventi in grado di produrre gli tsunami più importanti, data l'estensione molto vasta del fondo marino che viene interessata dal movimento.

la cartellonistica spiega il nesso fra il terremoto M7.3 che ha preceduto il megaterremoto 
del 2011, e i possibili effetti di un nuovo megaterremoto dopo il terremoto M 7.6 dell'9 dicembre 2025

L’ALLERTA-MEGATHRUST EMANATA DALLE AUTORITÀ GAPPONESI. Poche ore dopo il terremoto dell’8 dicembre l'agenzia meteorologica giapponese ha emesso una allerta megaterremoto, esortando gli abitanti delle aree prossime alla costa del Pacifico delle isole di Hokkaido e della parte settentrionale di Honshu a rimanere vigili per tutta la prossima settimana e a preparare piani di evacuazione nel caso in cui dovessero abbandonare le proprie case. 

Vediamo perché di questa mossa che ai non addetti pare una previsione, ma in realtà in senso stretto non lo è: i dati non indicano la previsione di un terremoto estremamente forte, ma il fatto che nelle prossime due settimane ci sia una maggiore possibilità che un evento del genere si verifichi, il che è molto diverso.

Il terremoto in cui si sono registrati più morti in Giappone è quello M 8.0 della regione del Kanto nel 1923 con un bilancio che oscilla tra 105 e 140.000 persone.

I megaterremoti più recenti lungo la fossa di Honshu in Giappone sono avvenuti negli anni 1933,1952, 2003 e, appunto, 2011, quando morirono quasi 20.000 persone, soprattutto a causa dello tsunami.

Si capisce come mai l’eventualità di un megathrust costituisca un serio problema nel Paese del Sol Levante, anche perché ci sono discrete probabilità che il prossimo avvenga entro 30 anni.

 fig.5 la sequenza principale del 30  luglio 2025 a largo della Kamchatka
e la sequenza che l'ha preceduta 10 giorni prima

Ma perché è stata lanciata questa allerta, che come si vede, è ampiamente pubblicizzata da apposita cartellonistica? Molto banalmente perché entrambi gli ultimi due megathrust avvenuti nel sistema di fosse tra Kamchatka, isole Kurili e Giappone sono stati preceduti da eventi sismici significativi con epicentri molto vicini a quelli dei successivi megathrust (ricordo che con eventi di questa portata, che interessano segmenti lunghi anche centinaia di km, l’epicentro è il punto dove inizia la rottura):

1. nella figura "C" qui sopra si vede come il terremoto M 9.1 delle coste settentrionali di Honshu dell'11 marzo 2011 sia stato preceduto due giorni prima da una sequenza iniziata con un M 7.3 e proseguita con almeno altri 21 eventi di M uguale o superiore a 5.0, di cui 2 M6.0, e uno M 6.5
2. nella figura qui accanto si vede come il terremoto M 8.8 del 30 luglio 2025 a largo della Kamchatka sia stato preceduto 10 giorni prima da un evento a M 7.4 e quasi un anno prima dal terremoto M 7.0 del 17 agosto 2024.

Rimanendo in Kamchatka, il terremoto del 4 novembre 1952 non sembra essere stato anticipato come quello del 2025 da un importante foreschock (anche se, ricordiamoci, il registro dell’USGS che ho consultato potrebbe essere lacunoso, mancando sicuramente di tutti gli eventi a M inferiore a 6.3 e non so se manca qualcosa di più forte). Però il terremoto M 7.0 del 6 novembre 1951 alle isole Kurili ha innescato una sequenza sismica che ha interessato il segmento immediatamente a sud di quello interessato dal successivo megathrust del 1952

Sui terremoti più vecchi non mi pronuncio, perché i dati che ho non sono sufficienti e purtroppo i lavori in merito che ho trovato sono ancora a livello di pre-print e quindi non ne voglio parlare.

Siamo come ho detto prima, non su una previsione, ma su una possibilità basata sulla storia sismica recente. Ma non c’è automatismo fra eventi molto forti e megathrust: dal 1971, l’anno da cui partono i suoi dati, l’Iris Earthquake Browser segnala 25 terremoti con M 7 o superiore lungo i circa 760 km circa del tratto della subduzione corrispondente alla fossa di Honshu e alla fossa di Chishima (quella davanti a Hokkaido, che prosegue nell fossa delle Kurili); di questi, 4 sono associati o associabili al terremoto M 9.1 del 201, ma se due di questi hanno “anticipato” i megathrust del 2011 e del 2025, gli altri 20 terremoti con M elevata (diciamo sopra a 7, figura 3A) non hanno preceduto un megathrust. 

Tutto ciò evidenzia come non ci può essere certezza biunvoca in proposito: insomma, se appare estremamente probabile che un megathrust sia preceduto da un evento sismco importante con M superiore a 7, la probabilità che il singolo evento a M 7 e oltre anticipi un megathrust è molto bassa: uno su 20 dal 1971. Una minima possibilità in più forse ci sarebbe notando, come si vede dalla figura “3A”, come la sequenza attuale si collochi in un vuoto (sia pure minimo) della sismicità a M 7+ dal 1971 ad oggi

I TERREMOTI DI NOVEMBRE E DI DICEMBRE 2025 LUNGO LA FOSSA DI HONSHU A CONFRONTO. La sequenza sismica iniziata ieri 8 dicembre a largo di Honshu è iniziata circa un mese dopo che se ne è verificata un’altra circa 150 km a SSE di questa. Le due sequenze sismiche recenti a largo della costa orientale di Honshu, visibili nella figura 3B, hanno però caratteristiche differenti:

• quella di adesso è una classica sequenza con un evento principale e le sue repliche
• nella sequenza di novembre invece gli eventi più forti sono avvenuti 2 giorni dopo il suo inizio

BIBLIOGRAFA CITATA

Blethery et al (2016). Mega-earthquakes rupture flat megathrusts. Science 354, 1027-1031

Zhao et al (2018). Timing of Okhotsk Sea Plate Collision With Eurasia Plate: Zircon U-Pb Age Constraints From the Sakhalin Island, Russian Far East. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 123, 8279–8293

il terremoto del 21 novembre 2025 e la delicata - anche se poco conosciuta - situazione del Bangladesh dal punto di vista tettonico e sismico

Il terremoto M 5.5 del 21 novembre 2025 ha causato una decina di morti e diverse centinaia di feriti in un’area in cui gli edifici non sono certo adatti a sostenere sollecitazioni sismiche anche non importanti (ennesima dimostrazione che, almeno nelle pianure, morti e feriti non li fanno i terremoti, ma la cattiva edilizia). Questo terremoto può in prima battuta lasciare un po' perplessi, ma in realtà la situazione del Bangladesh è piuttosto complicata dal punto di vista sismo-tettonico, con la reale possibilità della occorrenza di terremoti particolarmente importante. Lo hanno fanno notare i sempre precisi Judith A. Hubbard e Kyle Bradley di Earthquake Insight e allora ho deciso di illustrare la situazione.

il terremoto del 21 novembre e quelli di circa un secolo fa

TERREMOTI IMPORTANTI NEL BANGLADESH. Poco più di un secolo fa il Bangladesh è stato teatro di 3 terremoti importanti: M 7.1 nel 1918, M 6.4 nel 1921 e M 6.9 nel 1923, i cui epicentri sono compresi tra poco a N di Dacca e la costa. Oltre a quelli, il Paese mostra una discreta sismicità di fondo, specialmente nella sua parte orientale. Il terremoto M 5.5 del 21 novembre 2025 è il classico evento che fa capire come da quelle parti ci siano degli sforzi tettonici di un certo livello.

Secondo USGS il terremoto è avvenuto lungo una faglia inversa. 

Dal punto di vista del risentimento macrosismico, Dacca è ad appena 60 km dal confine con lo stato indiano del Tripura, anche questo interessato da una sismicità di fondo abbastanza alta, che comprende eventi con M>5 .

IL DELTA DEL GANGE E IL GOLFO DEL BENGALA. Da quando nell'Eocene l’India si è scontata con l’Asia i fiumi che scendono dall’Himalaya (attualmente i principali sono Gange e Brahmaputra) hanno fornito una quantità di sedimenti talmente ingente al delta (più di 1 milione di tonnellate all’anno) da far avanzare la piattaforma continentale di 300-400 km in circa 40 milioni di anni. Anche lo spessore della serie sedimentaria è gigantesco: arriva addirittura a 20 km di sedimenti.

Quanto al golfo del Bengala, in realtà è compreso nell'Oceano Indiano, perché il suo fondo è crosta oceanica di quest'ultimo. Un primo problema è che l'avanzamento del delta e soprattutto lo spessore dei suoi sedimenti impediscono di capire con certezza dove finisce la crosta continentale e dove comincia la crosta oceanica.

A nord di Dacca c’è una complicazione in più: il Massiccio di Shillong, formato essenzialmente da rocce magmatiche e metamorfiche con una copertura sedimentaria del Terziario. Fino a una decina di milioni di anni fa era ricoperto da una spessa serie sedimentaria, ma da quel momento lo scontro in atto fra subcontinente indiano ed Eurasia ha portato questo massiccio molto rapidamente in superficie.

Sul lato orientale del golfo del Bengala, le catene indo-birmane, costituiscono un altra area di scontro fra la placca indo-australiana e l’Eurasia.

il terremoto del 1762 e la zona di subduzione di Andamane - Indonesia

I MOVIMENTI DELLE PLACCHE DEDOTTI CON I SENSORI GPS. È stato supposto in passato che lungo la costa orientale del mar Arabico non vi sia una subduzione attiva tra la placca indiana e il sud-est asiatico. In questo quadro è stato suggerito che tutto il moto relativo tra le placche indiana ed euroasiatica sia accomodato nel Myanmar centrale lungo la faglia di Sagaing (quella del recentissimo terrible terremoto birmano M 7.7 del 28 marzo 2025).

Però i dati GPS indicano qualcosa di più complesso: solo il 60% della componente obliqua del moto relativo delle placche è accomodato sulla faglia di Sagaing (Cummings, 2007).

Allora, dove è la deformazione residua? Ci sono due ipotesi:

• la deformazione mancante è assorbita nella zona della catena indo-burmese, tra la faglia di Sagaing e la costa orientale del Mar Arabico
• la zona di subduzione di Arakan è ancora attiva.

La soluzione più realistica è “la seconda che ho detto”. Questo anche perché la regione dell’Arakan (oggi denominato Rakhine, una provincia birmana lungo la costa a sud del Bangladesh), fu teatro nel 1762 di un terremoto particolarmente violento (la Magnitudo risulta tra 8.5 e 8.8), seguito da uno tsunami. Il sisma cambiò notevolmente, fra innalzamenti e subsidenze sin e post sismiche, la geografia della costa. La rottura ha interessato un segmento lungo almeno 200 km e uccise almeno 500 persone anche a Dacca (200 km dal bordo di rottura settentrionale). Studi ulteriori hanno fatto emergere importanti indicazioni su altri 2 terremoti importanti negli ultimi 1500 anni (Mondal et al, 2018)

il prolungamento verso nord della zona di convergenza
come ipotizzato da Steckler et al (2016)

LA ZONA DI SUBDUZIONE DI ARAKAN E IL SUO PROLUNGAMENTO FINO ALL’HIMALAYA. Come si vede dalla carta qui accanto la zona di subduzione di Arakan costituisce il prolungamento della notissima zona di subduzione che dalle isole Andamane corre lungo il bordo indonesiano dell’Oceano Indiano. Una subduzione quindi dalla sismicità estremamente importante. La domanda è dove si trovi la terminazione settentrionale di questo sistema.

La spessa copertura sedimentaria del delta del Gange ha sepolto qualsiasi struttura del basamento e quindi osservazioni dirette sono impossibili: come ho detto non si conosce neanche il limite fra la crosta continentale e quella oceanica del golfo del Bengala, figuriamoci se si vede una faglia, anche se importante.

Steckler et al (2016), integrando e migliorando i dati di Cummings (2007) hanno installato una serie di ricevitori GPS continui tra il 2003 e il 2014, coprendo solo il territorio prevalentemente deltizio del Bangladesh, situato a sud della latitudine del Massiccio di Shillong confrontandoli con le velocità note in bibliografia in India e in Myanmar. Dei 46 mm/anno di moto fortemente obliquo tra l'India peninsulare e l'Altopiano dello Shan, posto ad E della faglia di Sagaing, questa ultima ne assorbe circa 20, quindi manca all’appello una importante quota della deformazione.

Pertanto gli Autori ipotizzano la presenza del limite convergente fra India e Indocina , rappresentato da un megathrust passante sotto al delta del Gange e che quindi prolunga verso nord la continuità fra le zone di convergenza di Arakan, Andamane e Indonesia raccordandosi con il limite fra India ed Eurasia dell'India nord-orientale, passando per alcune strutture visibili a nord di Dacca ad E del massiccio di Shillong. È interessante notare che gli epicentri dei forti terremoti avvenuti intorno al 1920 s annidano più o meno lungo il megathrust ipotizzato da questi Autori.

Come si osserva, sia l’evento del 21 novembre che i terremoti di circa un secolo fa si allineano grossolanamente lungo il tracciato del megathrust sepolto sotto i sedimenti del delta del Gange ipotizzato da Steckler et al (2016).

BANGLADESH: UN PAESE A RISCHO SISMICO ELEVATO. Nel SE del Paese la zona di subduzione di Arakan è in grado di produrre terremoti con M superiore a 8.5 (Socquet et al. 2006). Quanto all’ipotizzato limite convergente sotto al delta del Gange, data la geologia locale sono ipotizzabili anche importanti fenomeni di liquefazione del terreno, le cui conseguenze si sommerebbero a quelle delle onde sismiche.

Le condizioni dell’edilizia in Bangladesh sono decisamente scadenti in una nazione di 170 milioni di abitanti, di cui 15 nella capitale Dacca e quindi un terremoto importante avrebbe conseguenze semplicemente drammatiche.

BIBLIOGRAFIA

La discussone su Earthquake Insight la potete trovare a questo link:  https://earthquakeinsights.substack.com/p/bangladesh-shaken-by-deadly-m55-earthquake

Cummings (2007). The potential for giant tsunamigenic earthquakes in the northern Bay of Bengal. Nature, 449, 75-78

Mondal et al (2018). Microatolls document the 1762 and prior earthquakes along the southeast coast of Bangladesh. Tectonophysics, 745, 196-213

Socquet et al (2006). India and Sunda plates motion and deformation along their boundary in Myanmar determined by GPS. J. Geophys. Res. 111, doi:10.1029/2005JB003877 (2006)

Steckler et al 2016 Locked and loading megathrust linked to active subduction beneath the Indo-Burman Ranges. Nature Geoscience 9, 615-618

L’importanza della sorveglianza satellitare dei vulcani privi di sistemi di monitoraggio terrestre: l'esempio pratico del Taftan (Iran)

Molti vulcani sono sorvegliati per studiarne il comportamento al fine di fornire indicazioni sulla possibilità di eruzioni, utilizzando misurazioni di stazioni terrestri. Purtroppo circa il 45% dei vulcani storicamente attivi non ha questo tipo di monitoraggio, con 30 milioni di persone che vivono entro 10 km da essi (Brown et al, 2015). È quindi ovvio che in qualche modo questi sistemi vulcanici vadano monitorati, con l'obiettivo, appunto, di rilevare indizi sul possibile inizio dell'attività eruttiva. I dati satellitari possono essere uno strumento formidabile nelle fasi di previsione, rilevamento e tracciamento delle fasi di unrest vulcanico: l’unrest, letteralmente disordine, è quella serie di manifestazioni come deformazione del suolo, variazioni di temperatura e composizione delle fumarole e sismicità che possono portare a eruzioni. I satelliti con telecamere termiche a infrarossi possono effettuare osservazioni sulle fasi di unrest vulcanico allarmando con le osservazioni sull'aumento della temperatura innescato dall'aumento di attività fumarolica, mentre i satelliti radar InSAR offrono la possibilità di indagare le deformazioni del suolo (soprattutto il sollevamento correlato all'unrest). Questo è utile su vulcani con monitoraggio a terra, ma diventa l'unica possibilità di sorveglianza continua per i vulcani che non ne dispongono.

l'arco di Makran e i suoi vulcani - da Ghalamghash et al (2019)

IL TAFTAN, UN GRANDE VULCANO QUIESCENTE IN IRAN. Un esempio di cui si parla in questi giorni sul web, con le solite considerazioni catastrofiche acchiappaclick, è quello del vulcano Taftan, nell’Iran orientale.

Il Taftan, insieme ad altri grandi vulcani come il Bazman, il Kuh‐e‐Sultan e dei campi di lave basaltiche morfologicamente giovani (ad esempio: Kuh-e-Nader), appartiene all'arco vulcanico del Makran. Lungo circa 450 km all'interno delle coste del Golfo di Oman tra Iran e Pakistan, l'arco del Makran è una conseguenza dalla subduzione della placca arabica sotto la placca euroasiatica (Namdarsehat et al., 2024). Non è troppo noto al grande pubblico perché la sismicità non è altissima rispetto alle aree limitrofe in quanto sembra che la subduzione sia bloccata, anche se potenzialmente potrebbe ospitare terremoti con M superiore a 8. È però noto ai geologi che si occupano di zone di convergenza fra placche per aver formato uno dei più grandi prismi di accrezione della Terra.

Il Taftan è l'unico vulcano dell’arco del Makran che presenta attività fumarolica persistente. È un edificio imponente: la cima più alta arriva a 4.050 m e dall'inizio della sua attività ha coperto una superficie di circa 1.300 chilometri quadrati. È un vulcano antico, visto che le prime lave andesitiche e dacitiche deposte su una paleosuperficie vulcanica e sedimentaria del Cretaceo-Eocene, a circa 20 km a nord-ovest dell'attuale edificio vulcanico, sono del tardo Miocene (circa 8 milioni di anni fa). Nel Plio-Pleistocene sono stati emessi consistenti volumi di lave (sempre andesitiche e dacitiche) e flussi piroclastici (da circa 3,1 a 0,4 milioni di anni fa).

Le elevate concentrazioni di oligoelementi nelle sorgenti indicano come il sistema idrotermale di Taftan sia in gran parte guidato da processi magmatici (Shakeri et al., 2015). Analisi geobarometriche di anfibolo e clinopirosseno suggeriscono la presenza di serbatoi crustali di stoccaggio del magma, a profondità comprese tra 3,5 e 9 km (Delavari et al., 2022).

Sulla sua attività più recente le fonti discordano: per Mohammadnia et al. (2025) il Taftan non avrebbe mai sperimentato eruzioni storicamente documentate, mentre Akhoondzadeh (2025) cita una eruzione tra il 1349 e il 1350.

le serie temporali di InSAR (Sentinel-1) ascendente e discendente 
e la componente verticale derivata evidenziano
 la fase di unrest e la mancanza di una successiva subsidenza
e una non correlazione con le piogge

LE OSSERVAZIONI InSAR ATTESTANO DIVERSE FASI DI UNREST DEL TAFTAN NEGLI ULTIMI ANNI. Le osservazioni satellitari InSAR (radar satellitari interferometrici ad apertura sintetica) sono già state utilizzate in passato per indagini sporadiche sul Taftan.

Dal 2003 al 2010, alcuni di questi dati hanno riportato episodiche deformazioni superficiali, che sono state ritenute legate all'attività di fluidi derivanti da camere magmatiche pressurizzate. Inoltre, anche delle osservazioni effettuate tra il 2015 e il 2020 hanno mostrato tassi modesti di sollevamento circa 1 mm/anno (Shirmohammadi et al., 2024).

Mohammadnia et al. (2025) riportano dei segnali di unrest vulcanico sul Taftan: utilizzando i dati satellitari InSAR della costellazione Sentinel-1 dell’Agenzia spaziale Europea, i ricercatori hanno rilevato un sollevamento del suolo localizzato sulla sommità del vulcano di circa 9 cm tra luglio 2023 e maggio 2024. Hanno inoltre limitato con precisione la sua tempistica dall'inizio alla fine del processo: il sollevamento è iniziato a luglio 2023 ed è terminato gradualmente dopo 10 mesi (maggio 2024), raggiungendo una velocità di picco di 11 cm/anno. Interessante è la coincidenza fra il rallentamento del sollevamento con diversi eventi di emissione di gas.

Poiché il fenomeno non è correlabile a precipitazioni né a terremoti, gli Autori propendono per una sua origine direttamente collegata a processi di spinta interna con due possibili scenari:

1. alterazione idrotermale dinamica che porta a variazioni di permeabilità, stoccaggio di gas superficiale e pressurizzazione, seguita dall'apertura di vie di degassamento;
2. una intrusione magmatica profonda di non grandi dimensioni appena messasi in posto e non rilevata da cui si liberano volatili che aumentano la pressione all'interno del sistema idrotermale.

ELEVARE IL RISCHIO VULCANICO DEL TAFTAN. Il fatto che alla fase di sollevamento non sia seguita una fase di subsidenza dell’edifico suggerisce la persistenza di condizioni di alta pressione idrotermale sulla sommità (e quindi dei rischi associati).

Indipendentemente dal fatto che abbia eruttato nel XIV secolo o che l’ultima eruzione sia di 400.000 anni fa, l’attività fumarolica classificava già il Taftan come vulcano quiescente, e le recenti evidenze di unrest lo confermano. Anzi, al di là del fatto che questi unrest non abbiano prodotto eruzioni, i risultati delle indagini InSAR rivelano che il Taftan sia più attivo di quanto precedentemente ritenuto. La logica conclusione, quindi, è che si rendono necessarie alcune azioni “elementari” urgenti: 

• la necessità di una revisione dell'attuale rischio vulcanico
• l’istituzione di una rete di monitoraggio 
• e altre misure volte a ridurre il rischio.

Questo al di là degli scenari iperbolicamente drammatici riportato dai soliti siti acchiapaclick: non è assolutamente detto che questa attività di unrest porti per forza ad una eruzione del Taftan, tantomeno che questa futura eruzione abbia esiti distruttivi. 
In conclusione si può affermare in base all'esempio del Taftan come l'impiego dei dati satellitari possa rappresentare un sistema speditivo per controllare i vulcani non monitorati e che eventualmente, grazie a questi dati, possano essere messe in campo azioni rapide e mirate per monitorare - anche provvisoriamente - da terra dei complessi vulcanici appena insorgono delle fasi di unrest. 

BIBLIOGRAFIA

Akhoondzadeh (2025). Monitoring of volcanic precursors using satellite data: the case of Taftan volcano in Iran. Journal of Appl. Geodesy 19(2), 227–245

Brown et al (2015). Populations around Holocene volcanoes and development of a population exposure index. In: Loughlin SC, Sparks RSJ, Brown SK, Jenkins SF, Vye Brown C, editors. Global volcanic hazards and risk. Cambridge University Press; 2015:223 − 32 pp.

Delavari et al. (2022). The Bazman and Taftan volcanoes of southern Iran: Implications for along‐arc geochemical variation and magma storage conditions above the Makran low‐angle subduction zone. Journal of Asian Earth Sciences, 233, 105259.

Ghalamghash et al (2019). Magma origins and geodynamic implications for the Makran-Chagai arc from geochronology and geochemistry of Bazman volcano, southeastern Iran.  Journal of Asian Earth Sciences171, 289-304

Mohammadnia et al. (2025). Spontaneous transient summit uplift at Taftan volcano (Makran subduction arc) imaged using an InSAR common‐mode filtering method. Geophysical Research Letters, 52, e2025GL114853.

Shakeri et al. (2015). Rare Earth elements geochemistry in springs from Taftan geothermal area SE Iran. Journal of Volcanology and Geothermal Research 304, 49–61.

Shirmohammadi et al. (2024). Calculating of Taftan Volcano displacement using PSI technique and sentinel 1 images. ISPRS Annals of the Photogrammetry, Remote Sensing and Spatial Information Sciences, X‐1, 213–218

anno 17 EV: la vittoria di Firenze e Rieti contro una proposta del Senato romano (probabilmente aiutate anche da una serie di circostanze)

Le commissioni parlamentari d’inchiesta erano evidentemente di moda anche nel senato romano e nel 17 EV una di queste si occupò di trovare il modo di diminuire le alluvioni del Tevere a Roma. Fu proposto un sistema per diminuire la portata degli affluenti, e questo fece preoccupare diverse città fra le quali Reate e Florentia, che espressero la loro contrarietà. Il progetto fu abortito, probabilmente non solo per l'opposizione delle popolazione, ma anche per motivi più pratici.

nell'immagine si vede come la parte romana di Firenze si trovi
ad una quota decisamente superiore al resto della piana circostante

FLORENTIA NASCE PER IL GUADO DELL’ARNO. Firenze è una città di fondazione, nel senso che la sua nascita è dovuta a un preciso intento, in questo caso militare e politico: la colonia fu fondata dall’esercito romano come presidio militare per difendere l’unico guado sull’Arno fra Arezzo e il mare (a cui forse su aggiunto un ponte). Il guado è dovuto ad un restringimento dell’alveo a causa dei sedimenti portati dal Mugnone in riva destra, che costringono il fiume a rasentare i colli in riva sinistra. 

La zona all’epoca era disabitata, preferendo gli etruschi risiedere sulle alture, in questo caso a Fiesole. In età più antica ci sono delle tracce di un insediamento villanoviano.

La scelta di difendere il guado è interessante, perché all’epoca l’Etruria non si trovava come adesso la Toscana interna lungo la direttrice principale nord – sud: l’itinerario “normale” tra Roma e la pianura padana era la Flaminia, che attraversava l’Appennino umbro-marchigiano fino a Fano e Rimini (non per nulla Cesare trasse il dado attraversando il Rubicone, fiume romagnolo). Ma l’Etruria settentrionale era lo stesso un’area strategicamente importante, basta considerare che i monti sopra Pistoia erano appena stati teatro della battaglia con cui si concluse la congiura di Catilina mentre due secoli prima Annibale aveva valicato l’Appennino nella stessa zona. Insomma, anche se il guado non era posto lungo una direttrice fondamentale, la presenza di una guarnigione avrebbe permesso un buon controllo dell’area, e soprattutto, di eventuali movimenti sgraditi sia via terra, che via acqua.

Naturalmente tutta la piana era impaludata, come ricorda anche Boccaccio all'incirca nel 1344 nel Ninfale Fiesolano, ottava V, 

Prima che Fiesol fosse edificata
di mura o di steccati o di fortezza,
da molta poca gente era abitata:
e quella poca avea presa l’altezza
de’ circustanti monti, e abandonata
istava la pianura per l’asprezza
della molt’acqua e ampioso lagume
ch’ai pie de’ monti faceva un gran fiume

Insieme alla presenza del guado, l’area presentava altre tre condizioni piuttosto interessanti:

1. il castrum romano è sorto a breve distanza dall’Arno su un provvidenziale rialzo rispetto alla piana paludosa formato proprio dalla conoide del Mugnone (e in effetti è stato interessato dalle alluvioni solo nel 1333, 1557 e 1966)
2. il castrum poteva inoltre essere difeso da due corsi d’acqua che fungevano da fossato lungo le mura, il Mugnone stesso (lungo l’attuale via Tornabuoni) e lo Scherraggio (lungo l’attuale via del Proconsolo).
3. nell’area immediatamente a monte del restringimento dell’Arno e quindi a monte del castrum, la depressione corrispondente all’area attualmente occupata dagli Uffizi e dal quartiere di Santa Croce era caratterizzata da una insenatura dove da tempo esisteva già un piccolo porto al servizio della etrusca Fiesole.

la celebre carta di Philipp Cluver (1580-1623)
in cui si vede come i bacini di Arno e Tevere non erano distinti

IL CLANIS TRA ARNO E TEVERE. Il Clanis era il fiume che scorreva nella Val di Chiana e si gettava nel Tevere attraverso il Paglia, di cui era affluente. Si trattava all’epoca etrusca di un fiume importante e reso navigabile con un sistema di chiuse, che aveva fatto la fortuna di città come Chiusi, Cortona ed Arezzo, preziosissimo come era per i loro commerci (mi ricordo di aver visto qualche toponimo “porto” nella vallata). In questo modo i bacini di Arno e Tevere non erano separati e la posizione dello spartiacque nella Val di Chiana era incerto e soprattutto variava di continuo.  La situazione più o meno è rimasta la stessa fino alle regimazioni effettuate, non sempre in armonia, da Granducato di Toscana e Stato della Chiesa. La famosa carta del geografo tedesco Filippo Cluverio (1580 – 1622) mostra come si presentava l’Italia centrale tirrenica all’inizio del XVII secolo, quando lo spartiacque fra Tevere e Arno era mobile e dettato dall’altezza dell’acqua nel lago della Valdichiana.

RIETI E IL VELINO: l’antica Reate, oggi Rieti (per questo gli abitanti si chiamano reatini) si trova in una delle varie conche esistenti nell’Appennno centrale, come Colfiorito e il Fucino, per esempio. I rapporti fra Velino e Nera sono da vedersi nel quadro di una storia geologica delle ultime centinaia di migliaia di anni molto complessa: la conca di Rieti si è formata in diverse fasi grazie all’attività non contemporanea di più faglie:

1. fino ad un certo punto era la Nera ad entrarvi dentro ed essere un affluente del Velino. Non sono in grado di dire con sicurezza verso dove questo Paleo-Nera si dirigesse: forse verso SE lungo il percorso dell'attuale Turano (che avrebbe quindi invertito il corso) oppure lungo il percorso del Canera, ma non ne sono sicuro 
2. poi un altro sistema di faglie ha ribassato l’area ternana, formando quindi un dislivello importante fra quest’area e la conca di Rieti. A causa di questo il deflusso delle acque provenenti dalla Valnerina si è diretto verso il percorso attuale.

La deviazione della Nera verso Narni ed Orte ha provocato l'inversione della direzione delle acque nel tratto fra le Marmore e la conca di Rieti e quindi quel tratto della Paleo-Nera è diventato la parte bassa del Velino. Però poco dopo in quella stretta vallata è iniziata la sedimentazione di travertini. La quantità di sedimenti è stata talmente tale da provocare il blocco del deflusso del Velino. E così la conca di Rieti, alimentata dalle acque di Velino, Salto, Canetra e Turano e senza un emissario stabile fu occupata da un lago con le rive paludose. Si trattava quindi di una zona malsana per la malaria e totalmente inutile o quasi per la popolazione. Per migliorare la situazione igienica e sfruttare una piana così estesa per l’agricoltura, nel 271 a.C. il console romano Manio Curio Dentato fece realizzare il Cavo Curiano, che prende appunto il nome dal suo ideatore. Il Cavo Curiano permise il deflusso delle acque stagnanti in direzione del salto delle Marmore, trasformando la palude in un granaio e generando la famosa cascata.

FLORENTIA E REATE ALLEATE CONTRO UN PROGETTO DEL SENATO ROMANO. Il panorama di Florentia non era però poi troppo sicuro dal punto di vista della pericolosità idraulica: è vero che il castrum, sorgendo in un relativo rialzo, aveva una minore pericolosità rispetto alle paludi che lo circondavano (tanto è vero che fra le decine di alluvioni che hanno coinvolto la città dal 1200 l'area romana è stata allagata solo da quelle del 1333, 1557 e 1966), ma che gli abitanti non si sentissero al sicuro è evidenziato da un episodio in cui i fiorentini si coalizzarono ad altre genti dell’Italia centrale per contrastare una operazione idraulica di vasta portata ideata a Roma, come racconta Tacito negli Annales, nel libro I: correva l’anno 17 d.C. e a Roma le alluvioni del Tevere suscitavano una preoccupazione talmente grande da far istituire una commissione del Senato avente l’obbiettivo di risolvere il problema (insomma, una “commissione De Marchi” ante litteram: la Commissione Interministeriale De Marchi ha predisposto dopo l’alluvione del 1966 dettagliati progetti per fronteggiare il rischio idraulico in Italia, a protezione degli abitati lungo le aste fluvali).

La commissione esaminò una proposta di due senatori, Arrunzio e Ateio, che consisteva nella deviazione di alcuni fiumi e laghi che alimentano il Tevere, con la convinzione che così si evitassero le piene del fiume a Roma. La proposta scatenò il panico non solo a Florentia, ma anche fra gli abitanti di Reate e di diverse città lungo la Nera, come Narni.

In particolare 

• i fiorentini erano preoccupati perché secondo il progetto di Arrunzio e Ateio le acque del Clanis, anziché scorrere verso il Tevere attraverso il Paglia, sarebbero state riversate verso l'Arno. Annoto che anche Pietro Leopoldo quando lanciò il progetto della bonifica della Valdichiana ebbe delle difficoltà perché a Firenze si è sempre continuata ad esistere la corrente di pensiero secondo la quale le acque della Valdichiana fossero un pericolo gravissimo (ma per esempio nel 1966 non fu così). Gli abitanti della Valnerina, ad esempio quelli di Narni, condividevano la stessa situazione dei fiorentini.
• quanto ai reatini, evidentemente c’era la prospettiva di tornare alla situazione precedente alle opere volute da Manio Curo Dentato e quindi ad un nuovo impaludamento della conca.

Inoltre non dobbiamo dimenticare i motivi religiosi: le popolazioni avevano consacrato culti, boschi e altari ai loro fiumi e secondo alcune correnti di pensiero anche lo stesso Tevere (anche esso a maggior ragione oggetto di venerazione), non poteva accettare di scorrere privato degli affluenti. E toccare i sentimenti religiosi può non essere opportuno oggi, figuriamoci allora.

Fiorentini e reatini allora inviarono delle delegazioni a Roma per protestare vivacemente contro questa operazione, che minacciava la sopravvivenza dei primi e l’economia dei secondi.

Il progetto in effetti venne bocciato, anche se Tacito ammette di non sapere (o, almeno, così dice) se nella bocciatura abbiano prevalso le preghiere delle colonie, la difficoltà dei lavori, le motivazioni religiose o altre opinioni come quella di Gneo Calpurnio Pisone, fermamente contrario all’opera. La mia impressione personale è che sia stato un mix di tutti questi ostacoli a bloccare l’opera. Ho anche il sospetto di forti timori sul fatto che questa operazione avrebbe avuto gravi implicazioni economiche e sociali a Roma, per la cessazione della produzione di derrate alimentari in quelle fertili pianure particolarmente vicine alla capitale come conca di Rieti, bassa Valnerina e Valdichiana.

il lago della Valdichiana e il Trasimeno 
nella veduta a volo di uccello della Toscana di Leonardo 

IL SUCCESSIVO MURO GROSSO SUL PAGLIA, UN RIMEDIO CHE NON HA AVUTO SUCCESSO. Per completezza delle informazioni riguardo al Clanis - Paglia, è comunque importante ricordare che continuava a riscuotere consensi l’ipotesi del Clanis come origine delle alluvioni a Roma e quindi nel 65 ev fu realizzato vicino a Fabro un muro sul Paglia, il “muro grosso”, una operazione che ha avuto un esito che eufemisticamente si potrebbe definire “sub-ottimale”: non ha impedito minimamente le alluvioni a Roma, ma in compenso ha pesantemente allagato tutta l’area a monte di esso.

Ovviamente il muro grosso cadde in rovina nel periodo post-imperiale, determinando un ritiro delle paludi. Ma nel 1055 gli orvietani, che si erano stufati dei continui passaggi di eserciti da quelle parti, risistemarono e rialzarono lo sbarramento costruito dai romani, proprio per impaludare nuovamente la vallata allo scopo di diminuire le possibilità di movimento delle armate perugine e senesi; la cosa riuscì loro benissimo, e non solo nel settore meridionale, perché in pochi anni le paludi ricoprirono di nuovo quasi tutta la Valdichiana, come si vede nel particolare della celebre "veduta a volo di uccello" di Leonardo da Vinci

Breaking News: nell’atmosfera di Venere c’è molta più acqua del previsto

È semplicemente incredibile come dati vecchi di decenni possano essere recuperati e rivisitati con nuove tecnologie consentendo nuove interpretazioni, che oltretutto alle volte, come in questo caso, oscillano fra il sorprendente e il rivoluzionario. In questo caso sono stati rivisitati i dati ottenuti durante la discesa nell’atmosfera di Venere del satellite Pioneer Venus Large Probe, nei quali c’è la traccia di una cattura non prevista di aerosol che conterrebbero una quantità di acqua molto maggiore di quella che era accettata fino ad oggi. Questi dati potranno essere integrati ritrovando quelli delle altre sonde americane e di quelle sovietiche che hanno penetrato l’atmosfera venusiana, e sarebbero molto utili per le missioni pianificate verso Venere della NASA, ISRO Venus Orbiter e DAVINCI (ammesso che la NASA le effettui … con questi chiari di luna non è certo).

la classica immagine del sito di atterraggio 
della sonda sovietica Venera 14 nel 1981

VENERE, UN MONDO CALDO E SECCO. Le osservazioni dirette della superficie di Venere (ad esempio quelle della sonda sovietica Venera nel 1975) hanno dipinto un ambiente estremamente caldo e secco e fra acidità dell’atmosfera, pressione elevatissima ma soprattutto una temperatura di oltre 460 °C, queste poche missioni, tutte dell'era sovietica, sono sopravvissute solo pochi minuti dopo lo sbarco sulla superficie del pianeta. Sono comunque riuscite a a scattare ed inviare a Terra alcune foto di una superficie rocciosa arida e - ovviamente - senza tracce di vita.

Siccome dimensioni e materiale di origine di Venere sono simili a quelli della Terra, l’aridità indica una perdita d'acqua quasi totale partendo da condizioni iniziali umide che esistevano prima di 3 miliardi di anni fa, quando l’abbondanza di acqua avrebbe mediamente coperto il pianet con un oceano profondo circa 3 km (Chaffin et al 2024). Poi, a causa dell’aumento dell’irraggiamento solare, la temperatura e il vento solare hanno avuto effetti devastanti, non solo per la minor distanza dal Sole rispetto a noi, ma anche a causa dell’enorme effetto serra di una atmosfera in cui non si sono verificati quei processi tipicamente terrestri in grado di asportarne buona parte del CO2 (a partire da fotosintesi, formazione di rocce carbonatiche, seppellimento di materia organica e alterazione dei minerali). Quando è stato raggiunto il punto di non ritorno, tutti gli oceani sono evaporati e Venere è diventato il pianeta caldo e secco che vediamo oggi. Inoltre su Venere è diminuita l’attività tettonica e di conseguenza è crollato il campo magnetico, fattore che ha ulteriormente facilitato la dispersione dell’idrogeno lontano dal pianeta.

Senza entrare nell’argomento del come l’acqua sia fuoriuscita dal pianeta, il particolare che evidenzia maggiormente la fuga dell’idrogeno è l'arricchimento atmosferico del suo isotopo pesante: partendo da un rapporto iniziale deuterio / idrogeno simile a quello terrestre, oggi nella mesosfera di Venere questo rapporto è pari a circa 120 volte quello terrestre (Mahieux et al 2024). Questo perchè gli atomi di idrogeno sono più leggeri di quelli di deuterio e quindi fuoriescono nello spazio più facilmente, causando un aumento indiretto del secondo nell’acqua rimasta.

Però secondo Chaffin et al (2024), i modelli e i processi normalmente ipotizzati per questa fuga non sono in grado di spiegare del tutto i valori osservati, secondo i quali l’acqua contenuta dall’atmosfera potrebbe ricoprire la superficie del pianeta mediamente di 3 cm: questi processi si interromperebbero con un tenore di acqua tale da provocare una copertura teorica del pianeta di almeno 10 metri. Quindi o c’è più acqua del previsto o ci sono degli ulteriori processi ancora sconosciuti.

PROVE DI ACQUA E FERRO NELL'ATMOSFERA DI VENERE. I ricercatori sapevano che durante la discesa verso il pianeta delle varie sonde russe e americane gli spettrometri ultravioletti hanno temporaneamente e più volte perso il segnale; l’ipotesi è che queste perdite siano state dovute all'ostruzione dei loro ingressi a causa della cattura non pianificata degli aerosol. Questa cattura si è riflessa in una misurazione di gas come SO2, H2O e O2, inaspettatamente abbondanti

Per questo (e immagino anche in vista delle nuove missioni verso Venere delle sonde ISRO Venus Orbiter e DAVINCI) alcuni scienziati qualche anno fa si sono messi alla ricerca dei dati di una sonda americana, Pioneer Venus Large Probe, che è scesa attraverso l'atmosfera di Venere nel 1978, elaborando un piano per rivisitarli. La loro ricerca non è stata semplice, ma alla fine il set di dati archiviato è stato scoperto presso l'ufficio della NASA Space Science Data Coordinated Archive e successivamente pubblicato online.

Ed eccoci alla grande novità: Mogul et al (2025) presentano una nuova e rivoluzionaria composizione degli aerosol nelle nubi di Venere, ottenuta analizzando quei dati. I nuovi risultati supportano la valutazione secondo la quale il satellite durante la discesa attraverso l'atmosfera sempre più calda abbia recuperato gli aerosol delle nubi. Gli aerosol, una volta entrati negli strumenti di bordo, hanno subito una decomposizione termica grazie alla quale hanno rilasciato gas e composti, che sono ovviamente stati rilevati. Questi gas e composti includevano acqua H₂O, SO₂, O₂ e probabilmente Fe₂O₂. Sulla sonda era installato uno spettrometro di massa e queste molecole sono state identificate nel set di dati come H₂O+, SO₂+, O₂+ e Fe₂O+. Il tutto indica che gli aerosol delle nubi contengono una notevole quantità di acqua e masse comparabili di solfato ferrico e acido solforico.

Per gli Autori è probabile che l'acqua degli aerosol derivi da idrati, tra cui solfati idrati di ferro e magnesio e che ferro e magnesio potrebbero avere origine cosmica.

Questo lavoro, rivelando riserve di acqua e possibili materiali cosmici negli aerosol offre nuove e rivoluzionarie considerazioni per i modelli di chimica delle nubi venusiane e per le discussioni sulla loro abitabilità.

LE PROSPETTIVE FUTURE. È chiaro come questi dati rivoluzionano le conoscenze sugli aerosol di Venere, finora ritenuti composti quasi esclusivamente da acido solforico concentrato. E siccome a questo punto è altamente probabile che la raccolta e l'analisi non pianificate degli aerosol si siano verificate in tutte le misurazioni dirette condotte finora nelle nubi di Venere, sarebbe quindi interessante ritrovare anche i dati delle sonde americane e sovietiche, a bordo delle quali c’erano dei sensori chimici che hanno tutte misurato una notevole quantità di acqua nelle nubi dopo la cattura non pianificata di aerosol.

Queste valutazioni della raccolta imprevista di aerosol atmosferici oltre a precisare meglio il quadro, sono rilevanti per le prossime missioni pianificate verso Venere:

1. DAVINCI che intende proprio campionare l'interno delle nubi. Ci si aspetta che queste misurazioni potrebbero anche correggere le incertezze relative all'abbondanza di vapore acqueo nelle nubi medie e basse.
2. il Venus Orbit Dust Experiment della missione ISRO Venus Orbiter invece prevede di misurare l'abbondanza e il flusso di particelle di polvere interplanetaria per identificare potenziali materiali cosmici negli aerosol (ad esempio, Fe, Mg e Si)

BIBLIOGRAFIA

Chaffin et al (2024). Venus water loss is dominated by HCO+dissociative recombination. Nature 629, 307–310

Mahieux et al (2024). Unexpected increase of the deuterium to hydrogen ratio in the Venus mesosphere. PNAS 121 No. 34 -e2401638121

Mogul et al (2025). Re‐analysis of Pioneer Venus data: Water, iron sulfate, and sulfuric acid are major components in Venus' aerosols. Journal of Geophysical Research: Planets, 130, e2024JE008582.

Animalia: dalla radiazione del Cambriano alla prima estinzione di massa accertata (ovviamente associata ad una Large Igneous Province)

Nel Neoproterozoico non esistevano animali con parti dure, solo con parti molli; dall’inizio del Cambriano Animalia ha iniziato una radiazione evolutiva importante con la comparsa di forme dotate di parti dure. Questa radiazione, precedentemente nota come esplosione perché i pochi dati facevano pensare ad un evento quasi istantaneo collocabile a circa 538 milioni di anni fa, ha subìto una importante battuta d’arresto dopo circa 25 miloni di anni, quando un evento di estinzione di massa (l’evento di Sinsk) spazzò via il 60% delle specie conosciute. Anche questo evento è contemporaneo alla messa in posto di una Large Igneous Provinces, quella di Kalkarindji nell’Australia Centro-settentrionale; anzi,  è la più antica associazione del genere conosciuta.

a sinistra un tipico esonente delle faune di Ediacara:
Dickinsonia (Bobrovskiy et al. 2018, Science 361, 1246–1249 
a destra una trilobite del Cambirano (credit:  John R. Paterson)

DAL CONCETTO DI ESPLOSIONE DEL CAMBRIANO AL CONCETTO DI RADIAZIONE DEL CAMBRIANO. Nella documentazione fossile il passaggio Ediacarano – Cambriano era precedentemente noto come passaggio Precambriano – Cambriano. Da qualche decennio però Precambriano è diventato ormai soltanto una definizione “informale”, essendo ormai quella lunga fase della storia della Terra divisa in eoni, ere e periodi. Il passaggio Ediacarano – Cambriano, datato a 538 milioni di anni fa, evidenzia la discontinuità fra le faune di tipo ediacarano ad animali complessi, spesso dotati di parti dure come conchiglie o scheletri esterni, che nei successivi 20 milioni di anni sono stati protagonisti di una incredibile differenziazione e acquisizione di nuove nicchie ecologiche in un turbinio di estinzioni e sostituzioni di specie, la cosiddetta Radiazione Cambriana (Raup e Sepkoski,1982). Non mi piace linkare wikipedia, ma questa pagina al proposito è fatta abbastanza bene.

All’inizio della storia della Paleontologia, nel XIX secolo, la mancanza di organismi dotati di parti dure (e quindi di fossili) nelle formazioni “precambriane” delle Isole Britanniche fu confusa con la mancanza di fossili tout court (è difficile trovare adesso, figuriamoci all’epoca, trovare resti di organismi con solo parti molli) e quindi ha avuto molto sostenitori l’idea secondo la quale “prima” del Cambriano non ci fosse vita, distinguendo una era “azoica” che precede l’era Paleozoica.

Insomma, sembrava che all’inizio del Cambriano ci fosse stata una improvvisa comparsa di una serie di organismi, definita come “esplosione del Cambriano”. L’essere (anzi, il sembrare) un evento improvviso, ha provocato parecchie speculazioni, in particolare è stato un cavallo di battaglia degli antievoluzionisti e ha posto dei problemi al darwinismo nella sua accezione più lenta e graduale.

In realtà, oltre al definitivo riconoscimento di fossili risalenti a prima del Cambriano, appena è stato possibile utilizzare tecniche genetiche, anche l’orologio molecolare ha dimostrato come una prima differenziazione di Animalia avvenne già nel Neoproterozoico, soprattutto nell’Ediacarano (ne ho parlato spesso, per esempio qui) e inoltre è ormai assodato che l’affermazione di Animalia sia stata un processo graduale, e quindi la definizione più giusta è diventata Radiazione Cambriana. 

variazioni della ricchezza di specie e di nicchie ecologiche
nel Cambriano inferiore prima dell'evento di Sinsk (Murphy et al, 2025)

LA VELOCITÀ NON COSTANTE DELLA RADIAZIONE CAMBRIANA. Murphy et al (2025) in un interessante lavoro appena uscito, hanno esaminato in dettaglio la diversità funzionale nei metazoi scheletrici del Cambriano inferiore della Piattaforma Siberiana, all’epoca un vasto continente tropicale isolato dominato da ambienti carbonatici marini poco profondi, un hotspot di biodiversità che ospitava un terzo di tutti i metazoi scheletrici del Cambriano inferiore documentati [4]. 

In un intervallo all’interno del Cambriano inferiore, tra 529 e circa 520 milioni di anni, che quindi inizia una decina di milioni di anni dopo l’inizio del periodo, la ricchezza di specie mostra variazioni su piccola scala, per poi aumentare drasticamente fino a circa 514 milioni di anni, dopodichè è diminuita significativamente in coincidenza dell'evento di Sinsk. L’evento prende il nome dalla Formazione di Sinsk, dove è espresso più chiaramente: la Formazione di Sinsk e strati coevi simili coprono in totale oltre 750.000 km2 sulla Piattaforma Siberiana e contengono – aspetto importante che esaminerò più avanti – estesi scisti neri ricchi di pirite, uranio e materiale organico. 

L’ipotesi più accreditata per spiegare tassi di diversificaizone differenti nel Cambriano inferiore è la presenza di oscillazioni nel livello di ossigenazione oceanica (OOE) (He et al, 2019)

L’aumento della diversificazione è stato interrotto bruscamente, circa 513,5 milioni di anni fa, all’altezza dell’Evento di Sinsk, dalla prima estinzione di massa globale del Fanerozoico, come si vede dalla figura, tratta da Murphy et al (2025).

gli scisti scuri dell'evento di Sinsk in Australia e Antartide

L’EVENTO DI SINSK: UNA VERA ESTINZIONE DI MASSA. L’evento di Sinsk non era stato incluso tra le principali estinzioni di massa del Fanerozoico, nonostante gli alti tassi di estinzione, paragonabili a quelli degli eventi successivi, a causa del basso numero assoluto di generi durante il Cambriano rispetto al resto del Fanerozoico, e per questo motivo è poco noto, anche se in realtà il suo impatto sulla biosera è stato drammatico: ha annientato oltre il 60% delle specie animali e per ritornare a una biodiversità come quella che lo ha preceduto bisognerà aspettare l’inizio dell’Ordoviciano, quindi quasi 30 milioni di anni (Bambach, 2006)

L’evento di Sinsk è stato una vera estinzione di massa perché soddisfa le condizioni principali per essere così classificata:

1. tassi estremamente elevati di estinzione e ricambio in una vasta gamma di phyla
2. la drastica riduzione della diversità dei metazoi è documentata in tutte le serie stratigrafiche mondiali, cioè non è un fatto limitato alla piattaforma siberiana
3. i sopravvissuti all'evento Sinsk si sono diversificati in comunità con composizioni tassonomiche radicalmente diverse da quelle che avevano dominato prima

L'evento di Sinsk segna quindi la fine della radiazione cambriana, reimpostando la traiettoria per la successiva evoluzione dei metazoi.

FENOMENI GEOLOGICI IN CORRISPONDENZA DELL’EVENTO DI SINSK. Dal punto di vista geochimico l’evento di Sinsk corrisponde anche al ROECE (Redlichiid - Olenellid Extinction Carbon isotope Excursion): un momento in cui il rapporto fra gli isotopi 12 e 13 del Carbonio, noto come δ13C, presenta valori particolarmente bassi, coevo con l’estinzione dei trilobiti della famiglia degli onellidi, a sua volta compresa nell’ordine dei Redlichidi (Faggetter et al, 2017). Il ROECE corrisponde anche ad un drammatico aumento della deposizione di sedimenti scuri perché ricchi di materia organica non decomposta, e conseguenza della presenza di condizioni anossiche e con la perdita di molte altre specie di metazoi e persino con l’assenza di tracce fossili, nonché con abbondanti prove di biomarcatori della presenza di comunità batteriche anaerobiche (Zhuravlev e Wood, 1996). I sedimenti anossici oltre che in Siberia sono presenti negli altri sedimenti dell'epoca, per esempio in Antartide, nell'orogene di Ross, e nella sua continuazione in Australia, l'orogene delameriano (Myrow et al, 2024). Tutti questi fattori suggeriscono un declino improvviso nei livelli globali di ossigeno oceanico che ha innescato un evento anossico globale.

La Grande Provincia Magmatica di Kalkarjindi
nel quadro della separazione dal Gondwana (Pannotia)
di vari terranes che ora fanno parte dell'Asia

CORRELAZIONI FRA L’ESTINZIONE DI MASSA E UNA LARGE IGNEOUS PROVINCE. Durante tutto il Fanerozoico la relazione tra perturbazioni ambientali ed estinzioni di massa è un focus comune degli studi, compresi quelli nel Cambriano. In particolare anche in corrispondenza dell’evento di Sinsk si nota una coincidenza fra una estinzione di massa e una serie di fenomeni geologici quali cambiamenti bruschi e temporanei del livello del mare, anossie marine, escursioni degli isotopi del carbonio. Questi fenomeni avvengono anche in corrispondenza della messa in posto di Large Igneous Provinces. 

Le Large Igneous Provinces sono delle enormi serie magmatiche, dell’ordine delle centinaia di migliaia se non di milioni di km cubi di magmi, che si mettono in posto in tempi geologicamente brevi. C’è una ampia letteratura che dimostra il legame fra queste enormi eruzioni e gli eventi di estinzione di massa, ad esempio i Trappi della Jacuzia per l’estinzione del Devoniano superiore, i trappi siberiani per la fine del Permiano, i basalti dell’Atlantico centrale per la fine del Triassico e i trappi del Deccan per la fine del Cretaceo (anche se sul K/T moltio non sono d’accordo, preferendo l’impatto dello Yucatan). Se poi si considerano anche brevi fasi di caratterizzate da tassi di estinzione anomalmente alti ma senza le percentuali elevatissime delle grandi estinizoni di massa, per esempio gli Eventi Anossici Oceanici del Cretaceo, la corrispondenza temporale diventa praticamente completa.

Una accoppiata LIP – estinzioni può essere un caso (e nel caso del K/T dal mio punto di vista lo è), due pure, ma una sincronia così regolare dovrebbe fornire una certa evidenza. Non discuto le cause in questo post: la letteratura su diversi meccanismi per spiegare l’associazione fra LIP ed estinzioni di massa è sterminata, se volete una sintesi leggete Ernst et al (2021). Inoltre ho parlato spesso di questo rapporto causa - effetto sia su Scienzeedintorni che sul mio libro "il meteorite e il vulcano, come si estinsero i dinosauri". 

La domanda è quindi: c'è una Large Igneous Province attiva in corrispondenza con la ROECE e con l’evento di Sinsk? Certamente: i due eventi coincidono approssimativamente con la messa in posto della grande provincia magmatica di Kalkarindji nell’Australia Centro-settentrionale, datata approssimativamente tra 514 e 513 milioni di anni fa (Jourdan et al, 2014) e di cui avevo parlato qui. 

Dal punto di vista della Storia della Terra, si tratta quindi della più antica correlazione temporale nota fra messa in posto di una Large Igneous Province, fenomeni di anossia oceanica e una estinzione di massa. 

Anche questa LIP, come diverse altre, si inquadra nel contesto di una futura apertura di un oceano, come - per fare un esempio "attuale" - quelle in corrispondenza dei punti caldi intorno all'Africa. È interessante inoltre notare come la LIP di Kalkarijndi si collochi immediatamente prima del primo grande distacco dal Grande Gondwana (che io continuo ad insistere a chiamare Pannotia per distinguerlo dal Gondwana di fine Paleozoico e Mesozoico) di vari terranes che ora fanno parte dell'Asia (Cina meridionale, Cina Settentrionale, Indocina, Qangtang), a cui poi è seguito più tardi il distacco dal Gondwana dei terranes galatiani e cimmerici. 

BIBLIOGRAFIA

Bambach (2006). Phanerozoic biodiversity mass extinctions. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 34, 127–155.

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

Faggetter et al (2017). Trilobite extinctions, facies changes and the ROECE carbon isotope excursion at the Cambrian Series 2–3 boundary, Great Basin, western USA. Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 478 (2017) 53–66

He et al. (2019). Possible links between extreme oxygen perturbations and the Cambrian radiation of animals. Nat. Geosci. 12, 468–474

Jourdan et al (2014). High-precision dating of the Kalkarindji large igneous province, Australia, and synchrony with the Early −Middle Cambrian (Stage 4−5) extinction. Geology 42/6, 543–546

Murphy et al (2025). Changes in metazoan functional diversity across the Cambrian Radiation and the first Phanerozoic mass extinction: the Cambrian Sinsk Event. Proc. R. Soc. B 292: 20250968.

Myrow et al (2024). Tectonic trigger to the first major extinction of the Phanerozoic: the early Cambrian Sinsk event. Sci. Adv. 10, eadl3452.

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

Zhuravlev e Wood (1996). Anoxia as the cause of the mid-early Cambrian (Botomian) extinction event. Geology 24, 311–314.

il punto sulla sequenza sismica innescata dal terremoto M 8.8. del 29 luglio 2025 a largo delle coste della penisola della Kamchatka

Un aggiornamento rapido sulla sismicità della Kamchatka, dopo il forte aftershock M 7.9 di ieri. Che nella fascia di circa 600 km interessata dal movimento del terribile terremoto M 8.8 del 27 luglio la sismicità continuerà anche intensa per mesi è assolutamente normale, ma negli ultimi giorni il livelli "di fondo" si è alzato parecchio, con due eventi che se non fossero stati nella coda del M 8.8 avrebbero avuto una attenzione maggiore, data la loro Magnitudo.

L'epicentro delle due ultime repliche con M superiore a 7 del 13 e del 18 settembre 2025 si trova nella stessa zona in cui sono iniziate le altre scosse principali, non solo di questa sequenza, ma anche del M 9.0 del 1952 e del terremoto M 7.0 del 27 agosto 2024. E l'evento del 1952 ha interessato lo stesso settore attivo oggi nel 2025. Ne avevo parlato qui.

nei 45 minuti che hanno preceduto il M 7.4 del 20 luglio
sono state registrate diverse scosse in successione

ANNOTAZIONE SUL CONCETTO DI "EPICENTRO" PER TERREMOTI  DI MAGNITUDO ELEVATA. Parlare di un epicentro prospetta una origine puntiforme di un terremoto. Può essere approssimativamente così quando la Magnitudo è bassa, ma diventa difficile considerarlo così quando il movimento avviene lungo un piano di faglia lungo decine di km (se non centinaia come nel caso del M 8.8, in cui il segmento interessato è lungo circa 600 km). Quindi i punti indicano più propriamente il punto di prima rottura, rottura che si espande velocemente da lì, molto di più in una direzione che nell'altra: è normale che il cosiddetto epicentro sia vicino ad uno dei vertici di un rettangolo che grossolanamente raccoglie le repliche. Continuare a parlare di epicentro è dunque una semplificazione,  e quindi con questo termine si intende un'altra cosa.

ASPETTI PARTICOLARI DEL TERREMOTO M 8.8 - 1. IL TERREMOTO DEL 20 LUGLIO. Come è noto, il terremoto M 8.8 del 29 luglio 2025 è stato preceduto pochi giorni prima, il giorno 20, da un evento M 7.4 con un "epicentro" appena una cinquantina di km a NE. Per questo, essendo passati solo 9 giorni, l'attività sismica delle repliche di quel terremoto era ancora presente e si è mescolata a quelle del forte evento successivo.. 

Un'altra curiosità è la sismicità che ha interessato l'area nei 50 minuti precedenti al M 7.4, visibile nella tabella qui accanto: giusto parlare di 45 minuti, perchè il primo evento è delle 6.02 UTC, ma è ancora più importante notare la raffica che ha preceduto il terremoto principale: un evento con M 6.6 alle 6.28 e nei venti minuti successivi ben 4 eventi prima del M 7.4.

Si dibatterà a lungo se quello del 20 luglio sia stato un foreshock del grande terremoto o no e, a cascata, se, a loro volta, il M 6.6 del 20 luglio sia stato un foreshock del M 7.4 e, addirittura, se il M 5.0 delle 6.02 lo sia a sua volta del M 6.6.

SECONDO ASPETTO PARTICOLARE  DEL TERREMOTO  M 8.8: L'AREA MOLTO RIDOTTA IN CUI SI SI ADDENSANO GLI EPICENTRI DEI TERREMOTI PIÙ IMPORTANTI. Anche nel caso delle forti repliche M 7.4 del 13 settembre e M. 7.8 del 18 settembre 2025 l'area epicentrale è concentrata nel mare davanti alla città di Petropavlovsk, anche se per fortuna ad una certa distanza dalla costa. 

Avevo già fatto notare come, oltre a quello del M 7.4 del 20 luglio, anche l'epicentro del M 9.0 del 1952è vicino a quello del M 8.8 del 2025, distando solo circa 25 km  in direzione WNW.  

Ad essi dobbiamo aggiungere il M 7.0 del 17 agosto 2024 e il  M 7.3 del 24 novembre 1971. Poco più a SW, troviamo nel 1993 100 km a SW l'evento M 7.0 del 13 novembre, che è seguito al M 7.5 dell'8 giugno. Li vediamo qui sopra a destra. 

Aggiungiamo poi che l'area è stata teatro di almeno 7 repliche del 1952 e una quindicina della crisi attuale. Insomma, le capacità sismogenetiche dell'area davanti a Petropavlovsk sono davvero parecchio elevate. 

Qui sopra a sinistra invece la sismicità a M uguale o superiore a 7 dal 1971, che comprende, a W della Kamchatka, terremoti a profondità uguale o superiore a 500 km. Vediamo che la distribuzione degli eventi è piuttosto irregolare, sia nel tempo che nello spazio.

ANDAMENTO DELLA SEQUENZA. Come c'era da aspettarsi, la sismicità "di fondo" continua  ad essere alta in tutta l'area interessata dal movimento il 29 luglio. Vediamo qui sopra a sinistra le repliche con M tra 5 e 6 di luglio (pochi giorni ma essendo a ridosso sono tante), agosto e settembre: sono oltre 2000. Gli eventi con M uguale o superiore a 6. sono invece 25. Chiaramente i due M 7 + degli ultimi giorni sono un pò fuori dalle righe, ma non certo inaspettati. 

PROSPETTIVE. Qui sopra a destra il confronto fra gli eventi a M 6.5 di questa sequenza e quelli analoghi del dopo-1952: fino alla fine del 1953 il database dei "terremoti significativi" di USGS segnala in quel periodo 36 repliche. La differenza è che la massima è stata di M 8.9. Non sono però in grado di capire quanto questo database possa essere competo, ma la questione è che se la diurata della sequenza attuale fosse analoga a quella che ha seguito il terremoto del 1952, allora siamo davanti almeno ad un anno di repliche piuttosto forti