No, non c'è una "caverna" suborizzontale ai Campi Flegrei, ma una frattura subverticale (peraltro come spesso succede nei vulcani)

Allora, riguardo alla notizia di ieri sui Campi Flegrei, siccome non mi fidavo molto dei comunicati stampa (in particolare quella della “cavità orizzontale” prospettata da tanti non mi tornava un gran chè), tantomeno di quello dell’Università di Pisa dove evidentemente parlare di “frattura subverticale” sarebbe stato troppo difficile, ho preferito andare subito a vedere l’articolo originale (Rapagnani et al, 2025). Ebbene, come dice il riassunto dell’articolo, si tratta di una “frattura inclinata, piena di gas, attiva da almeno 7 anni, che collega il serbatoio in espansione con i processi fragili superficiali e le fumarole superficiali” (inclinata, non orizzontale). 

Ma andiamo con ordine.

Iniziamo dicendo che al solito i media (e purtroppo non solo i siti acchiappaclick che la sparano grossa di loro) si sono scatenati e no, non c'è assolutamente dopo questa scoperta un aumento delle possibilità di una eruzione. Per chi lo dice si possono ipotizzare 3 patologie di informazione:

• parla di cose che non sa e non intende (molto facile)
• non ha capito nulla (possibile) 
• esagera mentendo sapendo di mentire (e purtroppo amche questa è una posizione possibile)
• dobbiamo inoltre considerare una somma di queste possibilità, in percentuali variabili

la tomografia sismica di Giacomuzzi et al (2024)

QUADRO GENERALE DEI CAMPI FLEGREI. La fonte di deformazione dell'attuale stato di agitazione della caldera flegrea è stata localizzata a circa 4 km sotto il centro di Pozzuoli, in corrispondenza del maggiore sollevamento. Grazie ai tanti terremoti che investono l’area, vari metodi geofisici hanno fornito diverse ricostruzioni del sottosuolo dei Campi Flegrei, che concordano “in generale” ma differiscono in alcuni particolari. Quella che giudico più attendibile è la tomografia sismica di Giacomuzzi et al (2024). Per chi volesse approfondire ne ho parlato in questo post. Recentemente hanno fornito un quadro abbastanza simile De Landro et al (2025). Sostanzialmente la situazione è questa:

• una zona caratterizzata da una anomalia a bassa velocità delle onde sismiche che suggerisce la presenza di fluidi geotermici in stato supercritico
• uno strato di roccia al di sopra di essa a bassa permeabilità e alta resistenza a 1,5–2 km di profondità

In particolare lo strato a bassa permeabilità è quello che fa nascere i problemi, perché impedisce la propagazione verso l'alto dei fluidi che vengono dalla camera magmatica (o da più sotto); questo causa la sovrapressurizzazione delle formazioni sottostanti, e da qui la deformazione (il bradisismo che sta innalzando Pozzuoli e i suoi dintorni). Ho parlato qui di come hanno ben spiegato la situazione Danesi et al (2024): un aumento della pressione provoca un inarcamento delle rocce soprastanti, che sua volta provoca terremoti che (ri)aprono delle fratture, lungo le quali i gas del sistema idrotermale riescono a risalire: in questo modo la pressione nel sistema diminuisce e il suolo smette di risalire o quasi. Ma poi le fratture si richiudono perché i fluidi vi depositano il loro elevato contenuto minerale e quindi la pressione nel sistema ricomincia a rialzarsi e riprende il sollevamento.

alcuni esempi di onde a lungo periodo che si sovrappongono
alle normali onde dei terremoti vulcano-tettonici

OSCILLAZIONI PARTICOLARI ALL’INTERNO DEI SISMOGRAMMI DEI TERREMOTI FLEGREI. Lo stillicidio di terremoti vulcano-tettonici a cui stiamo assistendo adesso nell’area flegrea, con la popolazione comprensibilmente preoccupata (li ho provati anche io quando sono stato lì a lavorare una settimana, e vi assicuro che è una cosa tutt’altro che piacevole) produce onde sismiche normali.

Questi terremoti sono di tipo vulcano-tettonico, cioè sono dovuti al movimento lungo delle faglie, che però anziché da un campo di stress regionale come i terremoti tettonici normali è dovuto a un campo di stress indotto dalla deformazione in corso nella caldera.

In realtà i vulcani però possono fornire anche delle onde sismiche a periodo più lungo rispetto ai terremoti tettonici e vulcano-tettonici. Sono generalmente attribuite alla presenza di fratture riempite da fluidi magmatici o idrotermali. 

Spiego in breve per i non addetti: fisicamente tra i parametri di un’onda (come appunto una onda sismica) ci sono la frequenza e il suo inverso, il periodo. Nei vulcani, oltre a quelle normali (sia prodotte all'interno del sistema che fuori da esso)  troviamo delle onde sismiche caratterizzate da un periodo ben più lungo di quello che caratterizza le onde dei terremoti tettonici, note come LP (Long Period) e VLP (Very Long Period). Questi segnali particolari rappresentano la risposta dinamica di una frattura riempita di fluidi al transito di onde sismiche generate da una rottura fragile che si verifica altrove.

in bianco le aree da dove provengono i segnali VLF, ben diverse
dalle aree interessate dai terrmoti vulcano-tettonici 

Rapagnani et al (2025) riportano per la prima volta nei Campi Flegrei delle oscillazioni VLP (Very Long Period): per farlo hanno utilizzato i sismogrammi dei 136 terremoti a M maggiore dei Campi Flegrei degli ultimi anni (ovviamente tutti vulcano-tettonici), osservando come molti di questi, indipendentemente dalla loro posizione ipocentrale, siano accompagnati da un chiaro segnale a lungo periodo. Non è stato semplice evidenziare questi segnali VLP perché:

• se i terremoti vulcano-tettonici iniziano molto chiaramente, non c’è un inizio chiaro dei segnali VLP e quindi è difficile individuarne la sorgente
• il loro segnale è mascherato dalle onde dei corrispondenti terremoti vulcano-tettonici

L'ORIGINE DI QUESTI SEGNALI A LUNGO PERIODO. Ma da dove provengono questi segnali VLP? La loro ampiezza massima è costantemente osservata nelle stazioni situate a Pozzuoli e quindi l’area di origine si trova più o meno da quelle parti. 

Sono stati selezionati 14 segnali VLP associati a terremoti vulcano-tettonici in diverse aree della caldera, avvenuti dal 2018 al 2025, con profondità comprese tra 2,3 e 4,2 km. 

Nella figura qui accanto vediamo gli epicentri della sismicità a Pozzuoli, con i tensori colorati (i cosiddetti “beach ball”, che fornisco informazioni sul tipo di terremoto):

• si notano 3 zone di massima sismicità con epicentri in cui i tensori dello sforzo sono colorati: quella a Pozzuoli, quella nel golfo e quella nei dintorni del Monte Nuovo (che penso sia una estensione della fascia sismica del golfo). 
• i sono poi dei tensori in bianco, che rappresentano gli epicentri dei terremoti a lungo periodo. Questi ultimi epicentri sono lontani dalle zone a massima sismicità vulcano-tettonica.

Per Rapagnini et al (2025) i segnali VLP provengono da una sorgente attiva negli ultimi 7 anni, che molto probabilmente è rappresentata da una frattura piena di fluido. La sua localizzazione media è approssimativamente al di sotto di Pozzuoli e dell'area della Solfatara, come si vede nell'immagine sottostante. 

Tramite l’analisi degli eventi VLP gli Autori suggeriscono che la fessura sia subverticale, lunga circa1000 m, larga 650 e spessa circa 35 cm.

Non è quindi una caverna orizzontale come qualcuno ha scritto, e dopotutto la presenza di fratture di questo tipo nelle aree vulcaniche è comune.

Nessun allarmismo dunque. Semplicemente un ennesimo miglioramento delle conoscenze scientifiche.

A sinistra la carta degli epicentri delle onde VLP
a destra la sezione, dove si evidenzia la frattura che produce le onde VLP  

BIBLIOGRAFIA

questo post si riferisce soprattutto a:
Rapagnini et al (2025). Coupled earthquakes and resonance processes during the uplift of Campi Flegrei caldera. Communications Earth and Environment (2025) 6:607

ALTRI LAVORI CITATI:

Danesi et al (2024) Evolution in unrest processes at Campi Flegrei caldera as inferred from local seismicity Earth Planet. Sci. Lett. 626 (2024) 118530

De Landro et al (2025) 3D structure and dynamics of Campi Flegrei enhance multi-hazard assessment Nature Communications, (2025)16:4814

Giacomuzzi et al (2024). Tracking transient changes in the plumbing system at Campi Flegrei Caldera Earth Planet. Sci. Lett. 637 (2024) 118744

I terremoti di Kamchatka - Isole Curili del 1952 e del 2025 hanno interessato lo stesso settore

Visto che l’epicentro del terremoto M 8.8 del 30 luglio 2025 è molto vicino a quello del M 9.0 del 4 novembre 1952, la domanda che mi ero posto (anzi, che ci siamo posti in diversi) è stata: “i due terremoti hanno interessato lo stesso segmento oppure il terremoto del 1952 è partito da lì ma la rottura ha interessato il segmento più a nord?”

La risposta era intuibile dato che il segmento dall'epicentro verso NE della subduzione sotto la penisola di Kamchatka è molto corto, in quanto si ferma all'intersezione con la subduzione delle Aleutine, e quinid una Magnitudo del genere a partire come punto di rottura dall'epicentro del 1952 era improbabile. Ma siccome nella Scienza contano i dati e non le idee è meglio avere i dati in mano, ed era quindi giusto trovare della bibliografia, con la quale è stato facile ricostruire la situazione (per esempio: Bath e Benioff, 1958):quindi i due megathrust hanno interessato a 73 anni di distanza lo stesso segmento della zona di subduzione Kamchatka - Curili, dove la placca pacifica scorre alla velocità di 80 mm/anno sotto la placca Nordamericana (si, è la placca nordamericana, non euroasiatica). 

Quindi dei 6 terremoti più forti mai registrati a livello mondiale dai sismografi, due riguardano lo stesso segmento, quello di Kamchatka meridionale – Isole Curili.

La cosa che salta all'occhio è che gli epicentri degli eventi più forti sono concentrati in un'area ristrettissima immediatamente a largo delle coste sudorientali della penisola. Lì c'è anche una concentrazione di eventi un pò più deboli (relativamente, visto che si parla di scosse con M superiore a 6). Questo anche se parlare di "epicentro" (e cioè di una geometria puntiforme) per eventi del genere è scorretto, dato che il movimento è molto esteso: diciamo che per "epicentro" si indica la proiezione sulla superficie terrestre del punto da dove inizia e si propaga la rottura.

La carta qui sopra presenta la sismicità attuale a scala maggiore. 

Qui a destra l'area direttamente colpita, . 

Sono indicati con dei rombi gli epicentri dei terremoti M 7.5 del 20 luglio (verde) e M 8.8 del 30 luglio (giallo).

Le repliche del 20 luglio (in verde) occupano un segmento lungo 150 km. 

Probabilmente in quel segmento anche le repliche dal 30 luglio in poi sono aftershocks del terremoto del 20. Questo perché si trovano a NE dell'epicentro del 30 luglio ma nell'area investita il 20 luglio.

Quindi escludendo quella zona, dall'epicentro del 30 luglio l'area colpita dalle repliche veso SW è lunga circa 500 km, in linea con la Magnitudo registrata. 

IL TERREMOTO M 9.0 DEL 4 NOVEMBRE 1952. Volendo mettere i dati nel GIS, se per quelli attuali basta estrarli dall’Iris Earthquake Browser, invece quelli degli anni ‘50 si trovano nel database dei “Significant Earthquakes” di USGS. Purtroppo non esistono files geografici e allora inserirli è stato lungo e anche un po' noiosetto, perché mi è toccato riportarli tutti manualmente su dei files CSV…

I dati USGS dei “significant earthquakes” di quegli anni per quell'area partono da una Magnitudo minima di 6.3, quindi nulla ci dicono su eventi a Magnitudo inferiore, ma già questi terremoti sono talmente tanti da fornire un quadro chiaro del segmento interessato dalla sequenza. Come ho già evidenziato, l’epicentro è più o meno lo stesso. 

Nella carta, in aggiunta a quella precedente, sono segnate in arancione le repliche con M 6.3 e oltre fino al 31 dicembre dell’anno successivo. Si vede che il segmento interessato è lo stesso, con l’unica differenza che è un po' più lungo, il che è logico, vista la Magnitudo maggiore.

Il record sismico dell’USGS offre altre considerazioni:

• 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 di sismi a M inferiore a 6.3 e quindi potrebbe mancare qualcosa con Magnitudo inferiore). Nel catalogo USGS l’evento precedente al 4 novembre1952 è il M 6.8 del 22 giugno 1952 alle isole Curili, E questo porta ad un’altra cosiderazione interessante:
• i pallini bianchi evidenziano una sequenza sismica iniziata giusto un anno prima, con il terremoto M 7.0 del 6 novembre 1951 alle isole Kurili. Ebbene, sembra proprio che la sismicità a seguito del megathrust del 1952 si concluda dove inizia l’area interessata dalla sequenza del 1951.
• Inoltre, altra curiosità che penso abbia solo ed esclusivamente un valore statistico, è che tra il 26 e il 31 ottobre 1952, quindi nei giorni immediatamente precedenti al megathrust, l’area a largo della costa di Honshu è stata colpita da uno sciame sismico (sciame perché le Magnitudo sono paragonabili) con ben 6 eventi a M compresa fra 6.3 e 6.5 

QUANTO DURERANNO LE REPLICHE? Un terremoto con una Magnitudo del genere sarà ovviamente seguito da una coda lunga, dove eventi a M superiore a 6 saranno da cosiderare normali almeno per un anno e mezzo. 

Dato però che possiamo ritenere il terremoto del 1952 quasi un gemello di quello del 30 luglio, la figura a sinistra illustra l’andamento del rilascio della deformazione riportato in Bath e Benioff (1958) per i 1000 giorni successivi limitatamente agli eventi con M uguale o superiore a 6, dove ogni trattino verticale è un terremoto (in effetti il catalogo dei Significant Earthquakes riporta diversi eventi anche nel 1953 e 1954). 

Si vede come il rilascio sia stato abbastanza continuo per i primi 100 giorni, dopodiché è diminuito sensibilmente per i successivi 900.

Da ultimo notiamo che il segmento a N di quello interessato da questi terremoti fino all’intersezione con la fossa delle Aleutine negli ultimi decenni non ha prodotto terremoti con M superiore a 6.5 per una fascia lunga poco meno di 200 km. La domanda è se si tratta di un gap sismico o no, ma la lunghezza del segmento è decisamente minore e quindi la Magnitudo potenziale si colloca intorno a 7.5 secondo la tabella di Wells e Coppersmith (1994). 

SITI CONSULTATI 

Iris Earthquake Browser: https://ds.iris.edu/ieb/index.html

USGS – Significant Earthquake: https://earthquake.usgs.gov/earthquakes/browse/significant.php

BIBLIOGRAFIA CITATA

Bath e Benioff (1958). The aftershock sequence of the Kamchatka earthquake of November 4, 1952. Bulletin of the Seismological Society of America, 48, 1-15.

Wells e Coppersmith (1994). New Empirical Relationships among Magnitude, Rupture Length, Rupture Width, Rupture Area, and Surface Displacement. Bulletin of the Seismological Society of America, Vol. 84, No. 4, pp. 974-1002

Quadro preliminare del terremoto M 8.8 della penisola di Kamchatka del 30 luglio 2025

area interessata e meccanismo focale (fonte: USGS)

Il terremoto di magnitudo 8.8 del 29 luglio 2025 lungo le coste meridionali della penisola della Kamchatka è avvenuto in un’area dove la presenza di una fossa oceanica (fossa Kurili – Kamchatka), la frequente sismicità e oltre 30 vulcani attivi in 700 km evidenziano un regime di scontro fra placche. In effetti lì la placca pacifica scorre sotto la placca nordamericana (si, non quella euroasiatica: la placca nordamericana si estende verso ovest oltre il continente nordamericano) alla rispettabile velocità di circa 80 mm/anno. Si è trattato di un classico terremoto di thrust, ovvero una faglia inversa a basso angolo e con una Magnitudo di 8.8 la superficie coinvolta nel movimento è estremamente vasta: dalla estensione delle repliche sembra che la rottura abbia interessato il limite per una lunghezza superiore ai 400 km per una larghezza di circa 140.

eventi sismici importanti fra Kamchatka,
isole Curili e Giappone

Sono tutti indizi per i quali quindi è molto probabile che il sisma sia avvenuto proprio all’interfaccia fra le due placche. Anche il meccanismo focale parla di una faglia inversa a basso angolo che immerge a NW.

Questo terremoto è il più grande evento sismico a livello globale dal terremoto di magnitudo 9.0 del 2011 a Tohoku, in Giappone, e tra i primi dieci più grandi terremoti a livello globale dal 1900 e quindi appartiene di diritto alla categoria dei “megathrust”. I megatheut si formano solo dove l’interfaccia fra la placca superiore e quella inferiore è un piano (ho parlato qui della questione). Quindi se contiamo il terremoto M 9.0 del 1952 questa zona di subduzione ha prodotto due dei dieci terremoti più forti al mondo.

La rottura è avvenuta a profondità relativamente bassa per un terremoto del genere e quindi la generazione di uno tsunami è stata logica. Di fatto ci sono state delle onde alte almeno 3 metri nelle zone vicine all’epicentro. Per il resto quando sto scrivendo siamo ancora a livello di allerta tsunami in tutto l’Oceano Pacifico.

L’area della penisola della Kamchatka ha registrato oltre 700 terremoti di magnitudo 5.0+ dal 1990. La sezione settentrionale di questa zona di subduzione ha già ospitato due terremoti con M superiore a 8 negli ultimi 102 anni:

• nel 1923 un terremoto M 8.4, che si presume abbia rotto l'interfaccia della zona di subduzione, si è verificato 150 km a nord dell'epicentro del 29 luglio 2025
• nel 1952 il terremoto M 9.0 è il terremoto più forte registrato nella zona di subduzione. L'epicentro del 1952 si trova a meno di 30 km dall'epicentro del 29 luglio 2025, e il terremoto del 1952 ha rotto 600 km dell'interfaccia della zona di subduzione a sud-ovest.

Il terremoto di magnitudo 8.8 del 29 luglio 2025 si inserisce tra le rotture del 1923 e del 1952

SISMICITÀ E ZONA DI SUBDUZIONE. L'intensa sismicità dell'area fra la penisola di Kamchatka e l'arcipelago delle Curili consente di tracciare anche lo slab in subduzione, caratterizzato da una attività sismica molto profonda, anche oltre i 500 km. Si vede molto bene in questa carta tratta dall'Iris Earthquake Bowser, mentre tramite il tool "Submap" dell'università di Montpellier si ottiene una bella sezione dello slab, con segnalati anche i terremoti e i vulcani

L’ATTIVITÀ SISMICA NELLA ZONA NELL’ULTIMO ANNO. Se la Kamchatka è una terra di terremoti di suo, l’attività negli ultimi 12 mesi è stata decisamente superiore alla sua già alta “attività normale”.
Nella carta qui sopra, elaborazione in Qgis dei dati dell’Iris Earthquake Browser:

• i rombi segnalano le 3 scosse più importanti degli ultimi 12 mesi nella stessa zona: M 8.8 di oggi 30 luglio, M 7.4 del 20 luglio 2025 e M 7.0 del 17 agosto 2024.
• in giallo sono indicate le repliche del terremoto di stanotte con M superiore a 5.0 fino alle 9.00 italiane di stamattina 30 luglio (ovviamente mentre scrivo tali eventi continuano, anche molto forti). L’area interessata dalle repliche si estende verso SW appunto per oltre 400 km
• in verde gli eventi della crisi iniziata il 20 luglio, quindi appena 10 giorni prima del terremoto di oggi: si sono verificati 50 terremoti di magnitudo 5.0 o superiore. In questa crisi, il terremoto principale, M 7.4 del 20 luglio delle 6.49, è stato preceduto da due eventi nei 50 minuti precedenti che quindi possiamo considerare come due foreshocks: M 5.3 alle 6.02 e M 6,7 alle 6,28 e seguito da tre terremoti di M superiore a 6
• in rosso si evidenziano gli eventi del mese successivo al terremoto M 7.0 del 17 agosto 2024, quindi poco meno di un anno fa

Si nota che la distribuzione delle repliche del terremoto di oggi (in verde) interessa solo il limite SW dell’area interessata dalla crisi iniziata il 20 luglio

POSSIBILE RELAZIONE FRA IL TERREMOTO DEL 20 LUGLIO E QUELLO DI OGGI? La domanda che in molti esperti si erano posti sia prima del terrmeoto dell’agosto 2024 che di quello del 20 luglio 2025 era se questi forti terremoti avrebbero dovuto essere considerati potenziali segnali di un rischio elevato di un terremoto di grande intensità.

Questo anche in riferimento al terremoto giapponese M 9.1 del 2011, che è stato preceduto due giorni prima da un evento M7.3.
Diciamo che i terremoti della portata di quello di oggi sono rari, ma resta il fatto, come ho spiegato qui, che non tutte le zone di subduzione sono in grado di ospitare eventi così importanti.

il terremoto della Groenlandia del 15 luglio 2025: una faglia di un miliardo e mezzo di anni fa ripresa più volte nella storia della Terra

Il terremoto M 5.8 del 15 luglio 2025 della Groenlandia settentrionale è avvenuto in un’area dove eventi del genere non sono molto frequenti, ma è piuttosto interessante, perché sembra avvenuto lungo una faglia, la Harder Fjord Fault zone che è ancora attiva nonostante la sua venerabile età (diciamo che ha almeno un miliardo e mezzo di anni ed è stata successivamente ripresa più volte). Come succede spesso vecchie faglie vengono preferenzialmente riprese da nuovi regimi tettonici essendo aree di debolezza.

a sinistra la Groenlandia prima dell'apertura dell'Oceano Atlantico settentrionale
a destra, gli orògeni più recenti (Caledoniano e di Eureka) nella parte N dell'isola

GEOLOGIA DELLA GROENLANDIA SETTENTRIONALE. Le coste della Groenlandia nord-orientale sono contraddistinte da una fascia dove non arriva la calotta polare, e dove la scarsità di vegetazione rende ben visibili gli affioramenti, per cui è stato possibile leggere una storia geologica antica e complessa. 

Semplificando la ottima descrizione di Brotzer et al (2022) sono evidente due importanti aree tettoniche: la parte settentrionale dell’orògene paleozoico caledoniano lungo la costa orientale (che sancì l’unione fra Laurentia e Baltica) e l’orògene del Terziario inferiore di Eureka sulla parte più settentrionale. Dobbiamo occuparci di questo secondo orògene per commentare il terremoto del 15 luglio.

Nella Groenlandia settentrionale affiora ampiamente il basamento cristallino precambriano, insieme a bacini sedimentari paleozoici e mesozoici. Nei bacini la sedimentazione si interruppe brevemente nel Devoniano in concomitanza di un breve evento compressivo, l'orogenesi ellesmeriana, durante la quale l'area è stata soggetta anche a episodi vulcanici; cessata l'orogenesi ellesmeriana la deposizione è ripresa fino all’inizio del Terziario

Tra Paleocene ed Eocene abbiamo una novità importante: inizia l’apertura dell’Oceano Atlantico settentrionale. Questo evento tettonico ha visto un primo “tentativo” di apertura lungo il mare del Labrador, a causa del quale la Groenlandia si è staccata dal Canada. L'espansione del fondo marino nel mare del Labrador ha provocato una rotazione antioraria della Groenlandia, perché l’espansione interessava solo la parte SW della futura isola, e per questo a cavallo fra Cretaceo e Terziario inferiore nella parte settentrionale dell’isola e nell’arcipelago artico canadese si è instaurato un regime compressivo, l’orogenesi di Eureka, dal nome di un villaggio sull’isola canadese di Eureka, noto per una stazione meteorologica e per una base militare.

Poi però l’apertura lungo il mare del Labrador è abortita e quindi l’Atlantico settentrionale si è aperto più ad est, separando la Groenlandia dalla Scandinavia e di conseguenza sono cessate le condizioni per il proseguimento dell’orogenesi di Eureka, la quale quindi circa 35 milioni di anni fa si è bloccata.

il terremoto del 15/07/2025 e la Harder Fjord Fault zone

LE FAGLIE DELL'OROGENESI DI EUREKA. Le zone di deformazione dell’orogenesi di Eureka erano attive nel periodo in cui la Groenlandia era circondata da centri di espansione del fondale marino nel Mare del Labrador/Baia di Baffin, nell'Oceano Atlantico nord-orientale e nel Bacino Eurasiatico. Le conseguenti faglie trasformi degli ancora stretti bacini oceanici influenzavano anche i continenti vicini.

Tra le strutture attive durante l’orogenesi di Eureka ci sono alcune faglie ancora ben evidenti:

• il thrust di Kap Cannon, lungo il quale è avvenuto il sovrascorrimento delle rocce paleozoiche del Bacino Frankliniano sopra i depositi del Bacino del Mare di Wandel e le rocce vulcaniche e sedimentarie del Cretaceo superiore del Gruppo di Kap Washington. Affiora proprio lungo la costa più settentrionale (nella carta è la KCTZ) ed è la sutura orogenica
• ma soprattutto, più a sud la zona di faglia del fiordo di Harder (HFFZ): orientata est-ovest, questa faglia ha avuto origine nel tardo Proterozoico, oltre un miliardo e mezzo di anni fa. È poi stata attiva nel Paleozoico medio durante l'orogenesi ellesmeriana, quando intorno ad essa si instaurò pure una importante attività vulcanica e ha successivamente ricoperto un ruolo determinante nello sviluppo della stretta e profonda depressione che ha accumulato i sedimenti successivamente deformati dall’orògene di Eureka.

La cosa stupefacente è che questa zona di faglia è ancora attiva (Dawes & Soper 1979) e il terremoto del 15 luglio lo dimostra. Inoltre la HFFZ è Il movimento trascorrente destro associato a questa faglia è compatibile con il tensore degli sforzi ricavato dall’USGS

BIBLIOGRAFIA

Il tensore del terremoto
conferma il meccanismo trascorrente

Brotzer et al (2022). Geophysical insights on the crustal structure of Greenland’s northern continental margin towards the Morris Jesup Spur Tectonophysics 843, 229588

Dawes e Soper (1973). Pre-quaternary history of North Greenland. In: Pitcher, M. G. (ed.) Arctic Geology. American Association of Petroleum Geologists, Memoirs, 19, 117–134.

Hakansson e Pedersen (2015). A healed strike-slip plate boundary in North Greenland indicated through associated pull-apart basins. In: Gibson et al (eds). Sedimentary Basins and Crustal Processes at Continental Margins: From Modern Hyper-extended Margins to Deformed Ancient Analogues. Geological Society, London, Special Publications, 413, 143–169.

Peel e Sønderholm (1991). Sedimentary basins of North Greenland. Grønlands Geologiske Undersøgelse Bulletin 160

St-Onge et al (2009). Correlation of Archaean and Palaeoproterozoic units between northeastern Canada and western Greenland: constraining the pre-collisional upper plate accretionary history of the Trans-Hudson orogen. Geological Society Special Publications 318,193-235

Umkondia, Gondwana e il ruolo dei megacontinenti nella tettonica a placche

Umkondia: le liene rosse raffigurani
i dicchi della LIP di Umkondo

L’effetto più visibile della tettonica a placche consiste nel continuo muoversi fra di loro dei cratoni, aree stabili di rocce continentali la cui formazione risale ad almeno 2,5 miliardi di anni fa: i cratoni continuano a separarsi e scontrarsi, a volte ciclicamente (ad esempio Baltica, Laurentia e Siberia si sono ripetutamente divise e riavvicinate). Questi movimenti hanno anche determinato la formazione di supercontinenti o di agglomerati un po' più ridotti, che recentemente sono stati definiti megacontinenti. Il termine megacontinente riempie un “buco” nella nomenclatura, che ora è composta (in ordine di dimensioni crescenti) in microcontinenti – continenti – megacontinenti – supercontinenti.  È interessante da notare che la formaizone di un megacontinente precede quella di un supercontinente e come ora siamo nella fase di agglomerazione di un nuovo megacontiente prima che precederà la formazione di un nuovo supercontinente.

UMKONDIA, UN GONDWANA ANTE-LITTERAM. Se modifichiamo la data e i nomi, l’immagine qui accanto potrebbe assomigliare alla rappresentazione della Terra all'inizio del Paleozoico (circa 500 milioni di anni fa), quando Baltica (Europa settentrionale) e Laurentia (termine che nella tettonica a placche indica l’America Settentrionale) si stavano unendo in Euramerica (talvolta chiamata Laurussia), con la Siberia che stava per scontrarcisi, mentre a sud c’era un grande continente meridionale, corrispondente non solo al Gonwana che si è poi frantumato nel Mesozoico, ma ad una massa molto più grande che alcuni chiamano Pannotia (Powell et al 1995). 

Invece questa immagine è di circa un miliardo e 100 milioni di anni fa e mostra:

• un continente meridionale (chiamato Umkondia) comprendente una grande parte delle masse continentali dell’epoca 
• una serie di masse minori nell’emisfero settentrionale (che per l’appunto, come nel Paleozoico, erano Laurentia, Baltica e Siberia).

Poche centinaia di milioni di anni dopo questa massa si è fusa con quei continenti settentrionali e ha formato il supercontinente di Rodinia. Quindi per certi versi Pangea e Rodinia hanno una storia di amalgamazione abbastanza simile.

sezione di una Large Igneous Province: in quelle più antiche
 non si vedono più le lave (in verde) ma l'erosione ha portato a giorno
le parti più profonde con lave solidificate all'interno della crosta

LA LARGE IGNEOUS PROVINCE DI UMKONDO COME TRACCIA DI UN MEGACONTINENTE DI UN MILIARDO DI ANNI FA. Ho parlato spesso delle Large Igneous Provinces (LIP), 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. 

Le LIP degli ultimi 530 milioni di anni sono anche chiaramente correlate con le estinzioni di massa (più o meno importanti) e costituiscono in genere immense coperture basaltiche, anche se ne conosciamo alcune con magmi più silicei (Bryan (2007). 

Ovviamente, fra le LIP oceaniche solo quelle più recenti di 200 milioni di anni possono essere ancora visibili sul posto a causa del continuo riciclarsi della crosta oceanica. Invece sui continenti ci sono tracce di LIP antichissime.

Le LIP dell’ultimo mezzo miliardo di anni mostrano soprattutto la loro parte superiore, le lave, con spessori che possono ampiamente sorpassare i 1000 metri, mentre a causa dell’erosione quelle più antiche evidenziano soprattutto la loro parte crustale più profonda, cioè i dicchi che hanno alimentato le colate subaeree. 

Ed è appunto il caso della LIP di Umkondo: una serie di lavori, di cui l’ultimo è Choudhary et al (2025), hanno identificato una serie di dicchi vulcanici coevi (1110 milioni di anni) in Africa, America Meridionale, India e Antartide, che vengono uniti nella Grande Provincia Magmatica di Umkondo. 

Questa è pertanto una prova dell’unione a quell’epoca di una serie di cratoni: Africa di NW, Kalahari e Congo in Africa (nel cratone del Congo è compreso anche il São Francisco in Sudamerica), Bundelkhand in India, Amazonia in America meridionale e Terra della Regina Maud in Antartide. Questi cratoni costituivano una massa continentale piuttosto grande, possibilmente il risultato dell’aggregazione poco tempo prima di due blocchi, uno più piccolo composto da Amazonia e Africa Occidentale e uno un po' più grande comprendente Kalahari, Congo, India e Antartide Occidentale. Siccome si tratta di una massa continentale che univa una percentuale significativa di tutti i continenti, siamo davanti ad un Megacontinente il quale, siccome è stato riconosciuto grazie alla Large Igneous Province di Umkondo, è stata chiamata Umkondia.

Oltre alla LIP di Umkondo anche i dati forniti dal paleomagnetismo attestano le posizoni dei cratoni compresi in Umkondia.

Possiamo anche notare che al contrario delle LIP dell’Atlantico centrale e Settentrionale e di quelle circumafricane, che hanno preceduto l’apertura degli oceani Atlantico e Indiano, la LIP di Umkondo non è stata il prodromo di una separazione fra masse continentali, come del resto non lo sono state neanche i basalti del Deccan o i Trappi della Siberia, 

i megacontinenti nella storia della Terra, passata e futura, da Wang et al (2020)

MEGACONTINENTI E SUPERCONTINENTI: ho appena detto che Umkondia è un megacontinente. Cosa vuol dire? 

I continenti sono frammenti formatisi durante la fase di disgregazione di un supercontinente nei cratoni che precedentemente lo avevano costruito.

Wang et al (2020) definiscono un megacontinente come l’amalgamazione di più cratoni in una massa di estensione importante rispetto al totale delle masse continentali, la quale successivamente sarà il nucleo proncipale di un supercontinente. Il megacontinente diventa quindi un ampio sottoinsieme del supercontinente successivo. 

Il nuovo termine quindi si aggiunge alle altre definizioni nella gerarchia dei continenti: 

1. supercontinente (ad esempio, Pangea)
2. megacontinente (ad esempio, Gondwana)
3. continente (ad esempio, Africa)
4. microcontinente (ad esempio, Sardegna-Corsica).

I MEGACONTINENTI DELLA STORIA DELLA TERRA. Nella figura qui sopra sono raffigurati gli ultimi tre cicli di amalgamazione dei supercontinenti (Pangea, Rodinia e Columbia): la cosa interessante è che tutti e tre sono stati preceduti, ciascuno di circa 200 milioni di anni fa, dall'assemblaggio di un megacontinente simile al Gondwana dell’inizio del Paleozoico, e quindi la formazione di un megacontinente ha sempre costituito il precursore geodinamicamente importante per l'amalgamazione dei supercontinenti. 

1. NUNA E COLOMBIA: grazie ad una serie di prove è stato ipotizzata la presenza circa 1750 milioni di anni fa di un supercontinente, il cui nome è oggetto di dibattito: Nuna o Columbia? Wang et al (2020) provano a dirimere questa questione indicando il supercontinente come Columbia e definento come Nuna il suo megacontinente precursore. In particolare Nuna sarebbe il megacontinente risultante dall’unione di Baltica e Siberia con Laurentia (termine con cui si indica il Nordamerica), quest’ultima assemblatasi poco tempo prima attraverso l'orogene Trans-Hudsononiano (Hoffman, 1988). Nuna era quindi paragonabile per dimensioni ai megacontinenti successivi e la sua formazione precedette quella del supercontinente Columbia di circa 200 milioni di anni fa.

2. UMKONDIA E RODINIA. La formazione di Rodinia è contrassegnata soprattutto dall’orogene di Grenville e si colloca a circa 900 milioni di anni fa. Dunque Umkondia è stato il suo megacontinente precursore.

3. GONDWANA E PANGEA. L'amalgamazione del Gondwana iniziò già circa 750 milioni di anni fa e si completò completamente intorno ai 520 milioni di anni fa (Collins e Pisarevsky, 2005). La collisione di Gondwana e Laurussia (Laurentia-Baltica-Avalonia) per formare infine la Pangea a circa 350 milioni di anni fa (Torsvik et al, 2012) implica quindi che l'assemblaggio del megacontinente Gondwana alla fine del Precambriano precede l'accorpamento del supercontinente Pangea di circa 170 milioni di anni fa (Fig. 2). 

OGGI: L’EURASIA COME UN MEGACONTINENTE? Il processo che da Umkondia e Gondwana ha rispettivamente portato a Rodinia e Pangea è simile: un continente meridionale che va a scontrarsi con una massa continentale settentrionale. La situazione odierna invece vede una situazione in cui il megacontinente è a nord, come per l'assemblaggio di Columbia a partire da Nuna: si tratta dell'Eurasia, già oggi ma soprattutto lo sarà quando l’Africa si sarà definitivamente saldata ad essa.

L'assemblaggio dell'Eurasia è iniziato con la fascia orogenetica dell’Asia centrale che unì il Kazakistan, la Siberia e altri terranes circa 250 milioni di anni fa (ne ho parlato qui). Successivamente, con l’orogenesi degli Urali, a questa massa si è unita anche Euramerica e nacque la Laurasia. Oltre al “nucleo fondativo” (Siberia, Baltica e Laurentia) la Laurasia contiene all’interno altre masse continentali, una serie di blocchi che si sono nel tempo frammentati dal Gondwana e in seguito amalgamati con essa tra la fine del Paleozoico e il Mesozoico, ad esempio Cina settentrionale, Cina Meridionale, Avalonia, terreni Galatiani e Cimmerici (Stampfli et al, 2013)

Successivamente lo scontro fra Gondwana e Laurasia tra Carbonifero e Permiano ha dato origine alla Pangea. Laurasia e Gondwana sono rimaste unite per pochissimo tempo e i due continenti si sono separati di nuovo con l’apertura della Tetide occidentale e orientale. A sua volta il Gondwana poi si è frammentato praticamente all’improvviso nel Cretaceo, mentre nel Terziario inferiore la Laurasia ha perso Laurentia (diventando Eurasia) e ha acquisito l’India. Oggi alla Laurasia si sta aggiungendo l’Africa, a parte la Somalia.

l'agglomerazione del nuovo futuro supercontinente
a partire dal megacontinente formato da Eurasia e Africa

AURICA O AMASIA: IL SUPERCONTINENTE PROSSIMO VENTURO? L'Eurasia quindi può essere considerata come un nuovo megacontinente? La risposta è affermativa. Ma il nuovo megacontinente potrebbe essere il precursore di un nuovo supercontinente? Secondo Duarte et al (2016) si: questo scenario è stato proposto basandosi su ricerche sull’Oceano Atlantico, che potrebbe essere invaso da subduzioni vicine e che potrebbe addirittura già avere al suo interno una zona di convergenza fra Eurasia ed Africa tra le Azzorre e Gibilterra (si tratta della spiegazione più realistica per terremoti come quello di Lisbona del 1755). 

le subduzioni che stanno invadendo
le coste dell'oceano Atlantico (Duarte, 2016)

Questa nuova zona di convergenza con relativa subduzione rappresenta l’invasione nell’Atlantico della zona di convergenza Alpina e Appenninica (considerando la seconda una conseguenza della fine della prima in un regime di compressione che continua). Inoltre nell’Atlantico ci sono altre due zone di convergenza e subduzione (i Caraibi e l’arco delle Sandwich meridionali) che potrebbero anche essi “invadere” l’Atlantico).

Duarte et al (2016) ipotizzano poi che la stessa cosa possa succedere nell’oceano Pacifico e quindi entro 250 milioni di anni (quindi 200 milioni di anni dopo l’unione di Africa ed Eurasia) si potrebbe creare un nuovo supercontinente. Ci sono diverse possibilità per questo nuovo supercontinente che in base ad alcune differenze nella sua possibile amalgamazione viene chiamato alternativamente Aurica o Amasia (Davies et al, 2018).

BIBLIOGRAFIA

Bryan (2007). Silicic Large Igneous Provinces. Episodes 30(1), 20-31

Davies et al (2018). Testing different scenarios for the next supercontinent gathering. Global and Planetary Change 169, 133–144

Duarte et al (2016). The future of Earth’s oceans: consequences of subduction initiation in the Atlantic and implications for supercontinent formation. Geological Magazine 155 /1, 45-58

Hoffman (1988).  United Plates of America, The Birth of a Craton: Early Proterozoic Assembly and Growth of Laurentia. Annual Review Of Earth And Planetary Sciences 16:543-603 

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


Stampfli et al (2013). The formation of Pangea. Tectonophysics 593 (2013) 1–19

Wang et al (2020). The role of megacontinents in the supercontinent cycle Geology, v. 49, p. 402–406

il "trasferimento di subduzione", le interazioni fra Gondwana e Laurasia tra Paleozoico e Mesozoico e la diversa situazione nel Terziario e nel futuro

Carta del Cambriano in cui si vedono i vari blocchiche costituivano il Gondwana,
molti dei qualiadesso sono amalgamati all'Eurasia

540 milioni di anni fa, all’inizio del Cambriano, il Gondwana era molto più grande di quando questo continente tra Carbonifero e Permiano si è scontrato con la Laurasia per formare la Pangea, perché la tettonica degli ultimi 500 milioni di anni può essere semplificata come segue: una serie di blocchi a forma di nastro si staccano in sequenza dal Gondwana agglomerandosi via via nel continente settentrionale (l’Eurasia). Gli ultimi di questi, dopo la formazione della Pangea, sono Arabia e India anche se la loro storia è un po' diversa: l’India si è staccata dal Gondwana al suo dissolvimento e si è scontrata con l’Eurasia a partire da 50 milioni di anni fa (Eocene inferiore), l’Arabia ha iniziato lo scontro continente-continente 39 milioni di anni fa (Eocene superiore), ma all’epoca faceva parte dell’Africa: il Mar Rosso si è aperto dopo.

Questi blocchi, che geologicamente si possono definire con il termine di terranes, sono raggruppabili in agglomerati più grandi, i cosiddetti Superterranes. Quando un superterrane si amalgama all’Eurasia, a causa della bassa densità della sua crosta continentale, il processo di collisione continente-continente si arresta, ma siccome resta il quadro generale di compressione, allora si crea una nuova subduzione lungo il suo lato opposto rispetto a quello della collisione.

Questo processo è noto come "trasferimento di subduzione".

LE 3 FASI DELLA STORIA DELLA TETIDE. Vediamo ora le interazioni fra Gondwana e continente settentrionale degli ultimi 400 milioni di anni, che avvengono in 3 fasi distinte:

1. FASE GALATIANA. Il primo Superterrane è quello Galatiano: si separa nell’Ordoviciano superiore (circa 450 milioni di anni fa) dal Gondwana settentrionale, lungo la costa meridionale dell’Oceano Reico, che divideva il Gondwana da Euramerica (il continente nato con l'orogenesi caledoniana dall'unione di Laurentia (America Settentrionale), Baltica (Europa Settentrionale) e Avalonia. I suoi resti sono ora dispersi in una fascia tra Marocco, Europa centrale, Mar Nero e Asia centrale. Tra il Gondwana e il Superterrane Galatiano si apre un oceano, la Paleo-Tetide. Il superterrane galatiano si dirige verso Euramerica, Siberia e Kazakhstan che si stanno amalgamando fra loro nella Laurasia. La sua collisione con la Laurasia avviene tra Carbonifero e Permiano nel contesto dell'orogene Varisico (o Ercinico, come si diceva una volta) e provoca la chiusura definitiva dell'Oceano Reico.
2. FASE CIMMERICA. a questo punto, visto che, nel classico contesto dello scontro continente - continente i terreni galatiani non possono più subdurre, la subduzione si trasferisce alle loro spalle nella Paleo-Tetide, che comincia a chiudersi (Stampfli et al., 2013) e poco dopo (tra Permiano e Triassico), dal lato opposto della Paelotetide i terranes cimmerici iniziano a loro volta a separararsi dal Gondwana, portando all'apertura della Neo-Tetide. Si tratta di un gruppo di blocchi ora situati in una fascia che forma il limite sud-occidentale del continente asiatico tra Turchia, Iran, Afghanistan, Tibet e Indocina. Anche essi si dirigono verso l’Eurasia contro la quale si scontrano chiudendo la Paleo – Tetide (i monti di Alborz, nell’Iran settentrionale sono uno degli orogeni risultanti da questo evento).

   

   i terranes cimmerici, dove erano quando si sono staccati dal Gondwana
    e dove sono adesso

   
   
3. FASE INDO-ARABICA. Con la collisione contro l’Eurasia si chiude la Paleo-Tetide e cessa il movimento dei terranes appartenenti al superterrane cimmerico. Quindi nel Mesozoico la subduzione si trasferisce nella Neo-Tetide, che a sua volta inizia a chiudersi, iniziando la formazione dei monti Zagros in Iran e dell’Himalaya. Qui le vicende dei due settori si differenziano.

• Nel settore orientale la placca indiana si separa dal Gondwana nel Cretaceo, per poi scontrarsi con la placca euroasiatica nell’Eocene inferiore, generando l’Himalaya e le strutture intorno ad essa.
• Nel settore occidentale la collisione fra Africa (rappresentata dall’Arabia) e Eurasia avviene nell’Eocene superiore (39 milioni di anni fa) e la compressione continua tuttora nel settore iraniano (i monti Zagros, appunto), mentre a nord fra Iran, Siria e Turchia prevalgono adesso movimenti trascorrenti

Annoto inoltre che è appena uscito un articolo sulle isole Kerguelen, dove proprio durante la separaizone fra India ed Australia si sono prodotti incredibili volumi di magmi. Ebbene, nelle Kerguelen si trovano diversi piccoli blocchi continentali riferibili a Antartide ed Australia e Asimus et al (2025) ipotizzano che questi microcontinenti rappresentino una fascia continentale che si è staccata dal margine orientale indiano. 

la successione degli eventi con la dimostrazione che fra trasferimento della subduzione nel lato Euroasiatico della Tetide
 e distacco dei terranes lungo la costa del Gondwana passano circa 10 milioni di anni

il trasferimento della subduzione da un lato di
un terrane a quello opposto dopo la sua accrezione

IL MECCANISMO ALLA BASE DEL RIPETERSI DELLA STORIA. Ma et al (2025) hanno compilato i dati paleomagnetici disponibili del Permiano-Giurassico relativi al terrane cimmerico di Lhasa, uno dei componenti fondamentali del Tibet, a nord dell’Himalaya. Il blocco di Lhasa a nord si è scontrato con il blocco del Qiangtang, mentre a sud la celebre sutura dell'Indo -  Yarlung (nome tibetano delBrahamaputra) la divide dal blocco Himalayano. I dati paleomagnetici forniscono questa tempistica: 

~ 200 milioni di anni fa: collisione fra il Qiangtang meridionale e quello settentrionale

~ 210 milioni di anni fa: inizio della deriva del blocco di Lhasa dal Gondwana

~ 140 anni fa: collisione fra il blocco di Lhasa e il Qiangtang

~ 130 anni fa: separazione fra India e Australia.

Quindi la tempistica fra collisione di un blocco con l’Eurasia e la separazione di un nuovo blocco dal Gondwana è sempre di una decina di milioni di anni

La collisione del superterrane galatiano prima, e quella del superterrane cimmerico dopo, hanno indotto un trasferimento della subduzione nell’oceano che si era formato alle loro spalle tra essi e il Gondwana, generando nel tempo quindi due trasferimenti di subduzione con un meccanismo identico. 

Quello che è curioso è l’intervallo “abbastanza fisso” di circa 10 milioni di anni fra l’innesco della nuova subduzione e la separazione di un nuovo superterrane a forma di nastro dal Gondwana.

Ma perché è successo? Cioè chi glielo ha fatto fare a questi blocchi del Gondwana di starsene tranquilli e pacifici per poi separarsi proprio 10 milioni di anni dopo il trasferimento della subduzione?

In questo post ho descritto i motivi dei movimenti di una placca oceanica non ancora in subduzione:

1. TRASCINAMENTO DA PARTE DELLA ZONA IN SUBDUZIONE (il cosiddetto “slab-pull”): lo slab, la zona della placca ormai scesa nel mantello, ne “trascina” la parte ancora in superficie
2. TRASCINAMENTO DA CORRENTI CONVETTIVE DEL MANTELLO: la placca oceanica è trascinata da una sottostante corrente convettiva del mantello (è l'idea originaria del grande Holmes).
3. SPINTA DA PARTE DELLA DORSALE MEDIO – OCEANICA: siccome il diametro della terra rimane costante il continuo formarsi di nuova crosta oceanica lungo le dorsali medio – oceaniche impone che altrettanta crosta debba in qualche modo scomparire.
4. SPINTA DA PARTE DI UN PUNTO CALDO: i tre fattori precedenti possono agire sempre, ma ce n'è un quarto che agisce solo per tempi limitati quando però può fornire una componente significativa del movimento delle placche: se il materiale produce una zona di risalita di magma dal profondo è anomalmente caldo del punto caldo e quindi poco viscoso, permettendo alla litosfera sovrastante velocità maggiori. Questo fenomeno è stato evidentissimo al passaggio Cretaceo – Paleocene in coincidenza della messa in posto in India dei basalti del Deccan.

I ricercatori, fra i quali c’è anche il buon Joao Duarte, hanno individuato proprio lo "slab-pull" come la pistola fumante della fratturazione del continente dall’altra parte dell’oceano

Parrebbe logico che lo slab-pull interessi solo la parte tra la subduzione e la dorsale oceanica, ma è dimostrato come i suoi effetti possano arrivare dall’altra parte dell’oceano e persino all’interno del continente opposto (Cui et al, 2024). Bisogna ricordarsi inoltre che si tratta di oceani stretti ed è possibile che la dorsale oceanica che si era formata sia andata presto in subduzione. Quindi la subduzione dal lato dell’Eurasia, con la sua forza di trascinamento della placca oceanica riesce a produrre effetti non solo nella crosta oceanica, ma addirittura fino all’interno del Gondwana, che quindi si frattura lungo preesistenti aree di debolezza (se guardiamo un esempio attuale, il Mar Rosso e la Rift Valley africana sono più o meno collocati lungo la cicatrice dell’orogenesi panafricana).

a sinistra il possibile, futuro, terrane somalo, a destra la sismicità in Asia lontana
dalla zona di convergenza attuale, rappresentata dall'Himalaya

LA SITUAZIONE ATTUALE. Rispetto al passato quello che succede adesso è invece un po' diverso. Dividiamo ancora la situazione fra settore arabico-iraniano e indo-himalayano

• SETTORE ARABICO-IRANIANO: la compressione perdura nel settore degli Zagros ma proprio poco meno di 10 milioni di anni dopo la collisione dell'Arabia lungo il margine sud-occidentale dell'Asia si è verificata una nuova frattura in Africa che rispetta la tempistica: l'apertura del Mar Rosso che ha separato l’Arabia dall’Africa, con l'Arabia che è diventata un qualcosa che potrebbe essere definito come terrane 
• SETTORE INDO-HIMALAYANO. La collisione fra India ed Eurasia è iniziata oltre 50 milioni di anni fa ma non vi è ancora alcun segno della presenza di una nuova subduzione nell'attuale Oceano Indiano (Stern, 2004). Pertanto, è ancora un mistero e una sfida stabilire se e quando la placca oceanica indiana inizierà la subduzione.

LE PROSPETTIVE. Nel settore arabo-iranico il Mar Rosso è piuttosto compresso fra i continenti e di spazio per espandere l’oceano ne vedo poco. Insomma, Africa, Arabia e Eurasia paiono per adesso troppo vicine per un nuovo ciclo oceanico di una “Tetide futura” nella zona del Mar Rosso (nè si trova un oceano o almeno uno spazio per un trasferimento di subduzione), ma lungo la Rift Valley dell'Africa Orientale la placca somala potrebbe formare un nuovo terrane nastriforme. Se poi cessasse l'espansione dell'Oceano Atlantico, come ipotizzato da Duarte et al (2016), allora - chissà - anche il Mar Rosso potrebbe espandersi

Nel settore Indo-Himalayano, diversamente dai terreni galatiani e da quelli cimmerici l’India non è un nastro stretto e lungo ma un bel blocco quasi quadrato e parecchio solido, che continua ancora ad incunearsi all’interno dell’Asia (tecnicamente: si sta “indentando”). Questa indentazione provoca grandi sconquassi in Asia: non solo ha riesumato la compressione nel Tien-Shan (Zubovich et al, 2010) (ne ho parlato qui a seguito del fortissimo terremoto del Tien Shan del 2024) ma terremoti anche importanti avvengono lungo le vecchie suture lungo le quali si sono amalgamati nel paleozoico i vari blocchi che formano l’Asia, che quindi si rivela un gigante con i piedi di argilla, con i blocchi amalgamatisi nel Paleozoico e nel mesozoico ancora non ben saldati fra loro. E probabilmente è più facile che questi movimenti in Asia assorbano il raccorciamento al punto tale di rendere attualmente impossibile (e/o inutile) una nuova subduzione nell’oceano Indiano lungo la costa indiana. Addirittura, in uno degli scenari futuri esaminati da Davis et al (2018) è possibile che si vada verso una nuova frammentazione dell'Asia lungo la vecchia linea dell'Orogenen dell'Asia Centrale, lungo il quale si erano agglomerati Siberia, Kazakhstan e i terranes Galatiani e Cimmerici.

C'è però un problema: l'apertura del Mar Rosso e la (probabile futura) scissione fra Africa e terrane somalo non sono preceduti da un trasferimento di subduzione. Nel caso del Mar Rosso è evidente che manchi un oceano da mandare in subduzione. Nel caso della Somalia può essere un concorso fra la deformazione assorbita dall'Asia interna e il subcontinente indiano che riesce ancora a operare di suo uno sforzo di trascinamento.

BIBLIOGRAFIA

Asimus et al (2025). Discovery of the William's Ridge and Rig Seismic Seamount microcontinents, Kerguelen Plateau: Signatures of a fragmented rifted margin. Tectonics, 44, e2025TC008958.

Cui et al (2024). Trench-parallel mid-ocean ridge subduction driven by along-strike transmission of slab pull. Geology 52, 943–947

Davies et al (2018). Back to the future: Testing different scenarios for the next supercontinent gathering. Global and Planetary Change 169, 133–144

Duarte et al (2016). The future of Earth’s oceans: consequences of subduction initiation in the Atlantic and implications for supercontinent formation. Geol. Mag. doi:10.1017/S0016756816000716

Ma et al (2025). Subduction transference drove the Mesozoic convergence of microcontinents from Gondwana to Asia. Communications Earth & Environment, 6:442

Santosh et al (2009). The making and breaking of supercontinents: Some speculations based on superplumes, super downwelling and the role of tectosphere. Gondwana Research 15, 324–3414.  

Stampfli et al (2013). The formation of Pangea. Tectonophysics 593 (2013) 1–19

Stern (2004), Subduction initiation.spontaneous and induced. Earth and Planetary Science Letters 226, 275–292

Zubovich et al (2010). GPS velocity field for the Tien Shan and surrounding regions. Tectonics 29, TC6014

due onde sono rimbalzate per giorni dentro a un fiordo in Groenlandia: come si sono formate e perchè sono durate così tanto

il sismogramma con l'onda che si ripeteva
da Monahan et al (2025)

Dopo un po' di incertezza, è stato dimostrato che un fenomeno sismico piuttosto strano (un segnale che si è ripetuto ogni 92 minuti per 9 giorni e seguito poco tempo dopo da un altro fenomeno simile) è stato causato da una onda anomala (sessa) che è rimbalzata per giorni in una sezione del fiordo di Dickson, in Groenlandia. Questa onda è stata provocata da una frana nelle pareti del fiordo. Le frane possono aumentare a causa della rapida perdita di ghiaccio della calotta groenlandese e le conseguenze di eventi del genere, fino a quando restano confinati all’interno di un fiordo possono interessare solo aree limitate (ma con possibili gravi danni e perdite umane come nel 2017). Nel caso però che uno tsunami del genere si verificasse in un’area più esposta, conseguentemente l’onda potrebbe raggiungere l’oceano, con le possibili conseguenze anche più a lungo raggio. Si impone quindi una sorveglianza importante della calotta e delle coste groenlandesi, sorveglianza che date le dimensioni dell’area, non potrà essere che satellitare. 

UN SEGNALE SISMICO PARTICOLARE. Il 16 settembre 2023 i sismografi hanno osservato un segnale sismico che si è puntualmente verificato ogni 92 secondi per nove giorni consecutivi, preceduto da un segnale iniziale ad una frequenza maggiore. Poco meno di un mese dopo, l’11 ottobre 2023, è apparso un segnale simile, che è durato per un'altra settimana, con una magnitudo e una durata approssimativamente dimezzate rispetto all'evento iniziale.

ALLA CACCIA DEL SIGNIFICATO DI QUESTO SEGNALE: FRANA E SUCCESSIVO TSUNAMI "INTRAPPOLATO". Passato un primo momento di stupore è iniziata la ricerca del motivo di questi strani segnali. 

la modellazione della frana di roccia
che si è abbattuta sul ghiacciaio sottostante
(Svennevig et al, 2024)

Ci è voluto quasi un anno per venirne a capo: due studi scientifici, arrivando alle stesse conclusioni, hanno proposto che la causa di queste anomalie sismiche fossero due mega tsunami innescati nel fiordo di Dickson, una lunga insenatura della costa della Groenlandia orientale. Entrambe le onde iniziali si sarebbero poi trasformate in una onda stazionaria, una sessa. 

Questa la sequenza degli eventi:

1. il 16 settembre 2024 un grande corpo di roccia metamorfica (spessore fino a 150 m, largo 480 m e lungo 600 m) è precipitato verso ovest lungo un piano di rottura parallelo alla foliazione, inclinato di 45° 
2. la frana si è abbattuta sul sottostante ghiacciaio, frantumandolo e ha percorso un canalone sotto forma di valanga di roccia e ghiaccio 
3. Inoltre una penisola di 80 x 220 m che sosteneva il fronte di distacco del ghiacciaio è scomparsa, indicando che la valanga di roccia e ghiaccio potrebbe aver innescato una frana sottomarina in un cono di sedimenti depositato al termine del ghiacciaio del canalone e quindi lo tsunami
4. l’onda dello tsunami sarebbe rimasta intrappolate nel sistema del fiordo, formando onde stazionarie (note come sesse) che oscillavano avanti e indietro, causando i misteriosi segnali. Per Svennevig et al (2024) il segnale precursore è stato provocato dalla valanga, che ha innescato uno tsunami alto 200 metri. Le loro simulazioni mostrano che lo tsunami si è stabilizzato in una sessa di lunga durata di 7 metri di altezza. 

Carrillo-Ponce et al (2024) sono arrivati, indipendentemente alla stessa conclusione.

carta del fiordo di Dickson da Carrillo-Ponce et al (2024): come si nota la parte coinvolta nelle onde
potrebbe essere considerata esattamente come un bacino quasi chiuso, ideale per la formaazione di sesse

IL FIORDO DI DICKSON E LE SESSE, ONDE STAZIONARIE CHE OSCILLANO IN UN CORPO IDRICO. Chi va in piscina, quando l’acqua è sufficientemente calma perché all’interno c’è poca gente che si muove, osserva comunemente delle onde che quando arrivano ai bordi rimbalzano con un meccanismo che, banalmente, rispetta la legge della riflessione delle onde. Lo stesso fenomeno si verifica a scala molto più ampia in masse d'acqua grandi come baie e laghi. La condizione necessaria per la formazione di una sessa è che il corpo d’acqua sia almeno in buona parte chiuso.

Le sesse possono essere formate da varie cause: ad esempio quando un vento piuttosto forte cessa, l'acqua rimbalza verso l'altro lato dell'area chiusa e continua a oscillare avanti e indietro per ore o addirittura giorni; anche i terremoti possono causare sesse e questo a distanze estremamente lunghe dall’epicentro. Sono note quelle associate al terremoti di Lisbona del 1755 verificatesi un po' in tutta l’Europa settentrionale, ma addirittura ne sono state osservate in Norvegia e Scozia a causa del terremoto di  Tibet e Assam del 1950. Il recente terremoto del Myanmar ha provocato delle sesse, oltrechè in zona, ampiamente documentate, anche in Bangladesh.

Il fiordo di Dickson è un corpo idrico lungo, stretto e composto da diversi segmenti autonomi, quindi possiede le caratteristiche ideali per la formazione le persistenza delle sesse. 

Tutto risolto? Non propriamente perché era rimasto un problema non di poco conto: non esistevano osservazioni di queste sesse che confermassero l’ipotesi. Persino una nave militare danese che ha visitato il fiordo tre giorni dopo il primo evento sismico non ha osservato l'onda che stava scuotendo la Terra. Decisamente strano. 

la simulazione di una istantanea della sessa, con le elaborazioni dei dati di SWOT, da Monahan et al (2025) 

LA SOLUZIONE DEL PROBLEMA CON LE IMMAGINI SATELLITARI di SWOT. Qui troviamo l’ennesima utilità delle immagini satellitari, che sono venute in soccorso ai ricercatori. Ormai esiste una copertura satellitare in una vasta gamma di frequenza di tutta la superficie terrestre, che oltretutto presenta il non trascurabile pregio di poter analizzare le immagini di un determinato periodo. La domanda da porsi è se esistono davvero immagini utili per un determinato problema. 

Di satelliti che studiano la superficie del mare ce ne sono diversi, ma fino ad oggi gli altimetri convenzionali non erano in grado di catturare le tracce di una singola onda, perché (1) campionano i dati direttamente sotto la sonda, producendo profili ad una sola dimensione lungo la superficie marina e anche (2) hanno un determinato tempo di rivisitazione, cioè forniscono due immagini diverse a distanza di qualche giorno. 

Tutto ciò li rende incapaci di rappresentare le differenze di altezza dell'acqua necessarie per individuare delle onde specifiche. 

Però è venuto in soccorso un nuovo satellite della NASA, SWOT. SWOT è l’acronimo di Surface Water Ocean Topography ed è il satellite ideale per osservazioni del genere (a patto che passi dove serve per una determinata ricerca e da lì ci passa). Lanciato nel 2022, SWOT è dotato di uno strumento chiamato KaRIn, che come dice il nome è un Radar Interferometrico che lavora all’interno della banda Ka, nello specifico a una frequenza di 35 GHz (quindi lunghezza d’onda di 8,39 mm): rispetto ai precursori SWOT è dotato di due antenne montate su un braccio di 10 metri su entrambi i lati del satellite. Queste due antenne lavorano insieme per triangolare i segnali di ritorno che rimbalzano dall'impulso radar, consentendo loro di misurare i livelli delle acque oceaniche e superficiali con una precisione senza precedenti (fino a 2,5 metri di risoluzione) lungo una fascia di 50 chilometri di larghezza. 

Utilizzando i dati di KaRIn, Monahan et al (2025) hanno realizzato mappe altimetriche del fiordo di Dickson in vari punti temporali successivi ai due tsunami, che sono state confrontate con le condizioni meteorologiche e di marea per confermare l’indipendenza delle osservazioni da alterazioni causate da venti o maree. 

L’analisi ha evidenziato pendenze evidenti, trasversali al canale, con dislivelli fino a due metri, in direzioni opposte nel tempo, e questa è la dimostrazione del fatto che l'acqua si muoveva avanti e indietro attraverso il canale a causa di una sessa.

effetti dello tsunami del 2017 a Nuugaatsiaq, da Strzelecki e Jaskólski (2020)

FENOMENI COME QUESTO RISCHIANO DI RIPETERSI. Come è noto il riscaldamento globale non è uniforme e soprattutto è maggiore alle alte latidudini, in armonia ad esempio con quanto è successo al PETM, il massimo termico al passaggio Paleocene – Eocene, quando la superficie del mare si riscaldò di 5°C ai tropici e di 9° alle alte latitudini (Zachos et al, 2005). ora non siamo ancora a quei valori, ma si osservano sempre di più nuovi massimi delle temperature. Stiamo osservando anche dei minimi ma è evidente come il numero dei record di caldo sia nettamente superiore ai record dei minimi, mentre fino a qualche decennio fa il numero di record caldi e record freddi si equivaleva.

E siccome la Groenlandia sta perdendo velocemente parte della sua calotta glaciale, fenomeni del genere rischiano di ripetersi. Sono passati solo 6 anni da quando, nel 2019, uno tsunami provocato da una frana ha colpito il villaggio di Nuugaatsiaq, nella baia di Baffin e quindi dalla parte opposta della Groenlandia, provocando diversi morti (ne ho parlato qui). 

Il verificarsi e la propagazione degli tsunami, in particolare nelle zone dei fiordi, sono considerati tra i disastri naturali più devastanti. Fino a quando succedono in luoghi chiusi come il fiordo di Dickson le conseguenze rimangono localizzate, anche se possono comunque essere gravi come a Nuugaatsiaq, ma se si abbattesse nella parte più esterna dei fiordi o addirittura in mare aperto gli tsunami potrebbero rappresentare un rischio importante anche a distanze notevoli nell’oceano Atlantico.

BIBLIOGRAFIA

Carrillo-Ponce et al (2024). The 16 september 2023 Greenland megatsunami: analysis and modeling of the source and a week-long, monochromatic seismic signal. Seism. Rec. 4, 172–183

Monahan et al (2025). Observations of the seiche that shook the world. Nature Communications (2025)16:4777

Svennevig et al (2024). A rockslide-generated tsunami in a Greenland fjord rang Earth for 9 days. Science 385, 1196–1205 

Strzelecki e Jaskólski (2020). Arctic tsunamis threaten coastal landscapes and communities – survey of Karrat Isfjord 2017 tsunami effects in Nuugaatsiaq, western Greenland. NHESS 20, 2521–2534

Zachos et al (2005). Rapid Acidification of the Ocean During the Paleocene-Eocene Thermal Maximum. Science 308, 1611-1615